Skip to main content

Full text of "Földtani közlöny"

See other formats


Felelős kiadó 

Haas János, 

a Magyarhoni Földtani Társulat elnöke 

Főszerkesztő 

Császár Géza 

Műszaki szerkesztők 

Piros Olga 
Simon yi Dezső 

Nyelvi lektor 

Philip Rawlinson 

Szerkesztőbizottság 

Elnök: Haas János 
Fodor László, Greschik Gyula, 
Palotás Klára, Papp Gábor, 
Sztanó Orsolya, Vörös Attila 

Főtámogató 

MÓL Rt. 

A kéziratokat az alábbi címre kérjük 
küldeni 

Piros Olga, 1442 Budapest, Pf. 106. 
e-mail: piros@mafi.hu 



Bulletin of the Hungárián Geologicai Society 


* 


* 


Editor-in-charge 

János Haas, 

President of the Hungárián Geologicai 
Society 

Editor-in-chief 

Géza Császár 

Technical editors 

Olga Piros 
D ezső Simonyi 

Language editor 

Philip Rawlinson 

Editorial board 

Chairman: János Haas 
László Fodor, Gyula Greschik, 
Klára Palotás, Gábor Papp, 
Orsolya Sztanó, Attila Vörös 


Sponsor 

MÓL Rt. 

Manuscripts to be sent to 

Olga Piros, 1442 Budapest, P. O. 
box 106. 

e-mail: piros@mafi.hu 


Földtani Közlöny is abstracted and 
indexed in 

GeoRef (Washington), 

Pascal Folio (Orleans), 
Zentralblatt für 
Paláontologie (Stuttgart), 
Referativny Zhurnal 
(Moscow) and 
Geológiai és Geofizikai 
Szakirodalmi Tájékoztató 
(Budapest) 


Tartalom — Contents 

Bérczi István: In memóriám dr. Hámor Géza ( 1934-2007). 3 

Varga Andrea, Raucsik Béla, Kovács Kis Viktória, Szakmány György: A 
felső-paleozoikumi Turonyi Formáció (Szlavóniai-Drávai-terrénum) 
pelites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői. — Mineralogical and 
petrological characteristics of mudrocks from the Upper Palaeozoic Turony 
Formation (Slavonia-Drava unit). 5 

Császár Géza, Főzy István, Mizák József: Az olaszfalui Eperjes földtani 
felépítése és fejlődéstörténete. — Geologicai settings and the history ofthe 
Eperjes Hill, Olaszfalu, Bakony Mountains. 21 

Gál Benedek, Poros Zsófia, Molnár Ferenc: A Hárshegyi Homokkő Formáció 
hidrotermális kifejlődései és azok kapcsolatai regionális földtani esemé¬ 
nyekhez. — Hydrothermal events in the Hárshegy Sandstone Formation and 
their relationships to régiónál geologicaiprocesses, Buda Hills, Hungary. 49 

Szepesi János, Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit 
vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója. — Palaeovolcanic 
reconstruction ofthe Cser Hill - Ó-Gönc rhyolitic rangé, Telkibánya, NW Tokaj 
Mts. 61 

Bradák Balázs: Rövid tudománytörténeti áttekintés a negyedidőszak és néhány 
kapcsolódó geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról. — Short historical 
overview about the roots and chance ofQuaternary and somé connecting term. 85 
Márton Ernő, Márton Péter, Zajzon Norbert: Környezeti mágnesség — 
mágneses részecskék szerepe az antropogén porszennyezés detektálásában. 

— Environmental magnetism — the role of magnetic particles in tracing 
environmental pollution by anthropogenic dúst. 97 

Rövid közlemények 

Géza Császár, Félix Schlagintweit, Olga Piros, Balázs Szinger: Is there any 
Dachstein Limestone fragment in the Felsővadács Breccia Member? — Van 
egyáltalán Dachsteini Mészkő a Felsővadácsi Breccsában ? 107 

Hírek, ismertetések (összeállította Palotás Klára) 111 

Első borító: Szepesi et al. III. tábla 2. kép. Hátsó borító: Gál et al. I. tábla 2. kép (bal), 
I. tábla 5. kép (jobb) 

f Budapest, 2008 ISSN 0015-542X J 



















Útmutató a Földtani Közlöny szerzői számára 


A Földtani Közlöny — a Magyarhoni Földtani Társulat hivatalos szakfolyóirata — csak eredeti, új tudományos 
eredményeket tartalmazó (magyar, ill. idegen nyelven még meg nem jelent) közleményeket fogad el. 

Elsődleges cél a hazai földdel foglalkozó, vagy ahhoz kapcsolódó tárgyú cikkek megjelentetése. A kézirat lehet: 
értekezés, rövid közlemény, vitairat, fórum, szemle, rövid hír, könyvismertetés, ill. a folyóirat egyéb rovataiba tartozó mű. 
Vitairat a vitatott cikk megjelenésétől számított hat hónapon belül küldhető be. Ez esetben a vitatott cikk szerzője 
lehetőséget kap arra, hogy válasza a vitázó cikkel együtt jelenjék meg. Az értekezések maximális összesített terjedelme 20 
nyomdai oldal (szöveg, ábra, táblázat, fénykép, tábla). Ezt meghaladó értekezés csak abban az esetben közölhető, ha a 
szerző a többletoldal költségének 130%-os térítésére kötelezettséget vállal. A tömör fogalmazás és az állításokat 
alátámasztó adatszolgáltatás alapkövetelmény. A folyóirat nyelve magyar és angol. A közlésre szánt értekezés és rövid 
közlemény bármelyik nyelven benyújtható, az értekezés esetében magyar és angol nyelvű összefoglalással. Az angol 
változat vagy összefoglalás elkészítése a szerző feladata. Magyar nyelvű értekezés esetén részletes angol nyelvű 
összefoglaló kívánatos. Más idegen nyelven történő megjelentetéshez a Szerkesztőbizottság hozzájárulása szükséges. 

A kéziratot (szöveg, ábra, táblázat, fénykép, tábla) digitális formában — lemezen vagy hálózaton keresztül — kell 
benyújtani, emellett a technikai szerkesztőhöz 3 nyomtatott példányt is meg kell küldeni. Ha a szerző nem tudja biztosítani 
a digitális formát a kézirat elfogadásáról a Szerkesztőbizottság javaslata alapján a Társulat Elnöksége dönt, tekintettel annak 
költségvonzatára. Jelenleg IBM-kompatibilis személyi számítógépen bármely szövegszerkesztőből ASCII kódban (DOS 
Text Only) kimentett változat nyújtható be, de elsősorban a Word változatok használata javasolt (rtf formátumban). 

A Szerkesztőbizottság három lektort jelöl ki. A felkért lektoroknak 3 hét áll rendelkezésre a lektorálásra. A harmadik 
lektor egy pozitív és egy negatív vélemény, ill. valamelyik lektor visszautasító válasza esetén kapja meg a kéziratot. A 
szerzőtől a Szerkesztőbizottság a lektorálás után 1 hónapon belül várja vissza a javított változatot. Amennyiben a 
lektor kéri, átdolgozás után újra megtekintheti a cikket, s ha kívánja, pár sorban közzéteheti szakmai észrevételeit a cikkel 
kapcsolatban. Abban az esetben, ha a szerzői javítás után megkapott cikkel kapcsolatban a lektor 3 héten belül nem nyilvánít 
véleményt, úgy tekintjük, hogy a cikket abban a formájában elfogadta. Mindazonáltal a Szerkesztőbizottság fenntartja 
magának a jogot, hogy kisebb változtatás esetén 2 hónapon, nagy átdolgozás esetén 6 hónapon túl beérkező cikkek 
megjelentetését visszautasítsa. 

A kézirat részei (kötelező, javasolt): 


a) Cím 

b) Szerző(k), postacímmel (E mail cím) 

c) Összefoglalás (magyarul, angolul) 

d) Bevezetés, előzmények 

e) Módszerek 

f) Adatbázis, adatkezelés 

g) A téma kifejtése — megfelelő alcím alatt 


h) Diszkusszió 

i) Következtetések 

j) Köszönetnyilvánítás 

k) Hivatkozott irodalom 

l) Ábrák, táblázatok és fényképtáblák 

m) Ábra-, táblázat- és fényképmagyarázatok 
(magyarul és angolul) 


A Közlöny nem alkalmaz az alcímek esetében sem decimális, sem abc-s megjelölést. Kérjük, hogy az alcímeknél és 
bekezdéseknél ne alkalmazzanak automatikus sorszámozást vagy bekezdésjelölést. Harmadrendű alcímnél nem lehet több. 
Lábjegyzetek használata kerülendő, amennyiben mégis elkerülhetetlen, a szöveg végén sorszámozva ún. végjegyzetként 
jelenik meg. 

A cikk szövegében hivatkozások az alábbiak szerint történjenek: 

Radócz (1974), ill. (Radócz 1974) 

Galácz & Vörös (1972), ill. (Galácz & Vörös 1972) 

Kubovics et al. (1987), ill. (Kubovics et al. 1987) 

(Galácz & Vörös 1972; Radócz 1974,1982; Kubovics et al. 1987) 

(Radócz 1974, p. 15.) 


Az irodalomjegyzék tételei az alábbi minta szerint készüljenek: 

Wignall, R B. & Newton, R. 2001: Black shales on the basin margin: a model based on examples from the Upper 
Jurassic of the Boulonnais, northern Francé. — Sedimentary Geology 144 / 3 , 335-356. 

A hivatkozásokban, irodalmi tételekben a szerző nevét kis kapitálissal kell írni, a cikkben kerülendő a csupa nagybetű 
használata. 

Az illusztrációs anyagot (ábra, táblázat, fénykép) a tükörméretbe (170x240 mm) álló, vagy fekvő helyzetben 
beilleszthető méretben kell elkészíteni. A fotótábla magassága 230 mm lehet. Az illusztrációs anyagon a vonalvastagság ne 
legyen 0,3 pontnál, a betűméret ne legyen 6 pontnál kisebb. A digitális ábrákat, táblákat cdr, kiterjesztéssel, illetve, a tördelő 
programba történő beilleszthetőség miatt az Excel táblázatokat word táblázatokká konvertált formában, az Excel ábrákat 
CorelDraw formátumban tudjuk elfogadni. Amennyiben az ábra nem konvertálható cdr formátumba, a fekete és színes 
vonalas ábrákat 1200 dpi felbontással, tif kiterjesztéssel, a szürkeárnyalatos fényképeket 600, a színes fényképeket 300 dpi 
felbontással, tif, ill. jpg kiterjesztéssel tudjuk használni. 

A Földtani Közlöny feltünteti a cikk beérkezési idejét. A késedelmes szerzői javítás esetén a második (utolsó) beérkezés 
is feltüntetésre kerül. 

Az előírásoknak meg nem felelő kéziratokat a technikai szerkesztő a szerzőnek, több szerző esetén az első szerzőnek 
visszaküldi. 

A kéziratokat a következő címre kérjük beküldeni: Piros Olga 1443 Budapest, Pf. 106., e-mail: piros@mafi.hu 


Qeolo^if.al 

138 / 1 , Budapest, 2008 


In memóriám 

Dr. Hámor Géza 



1934-2007 


A Magyarhoni Földtani Társulat tiszteleti tagjai elnök¬ 
sége, választmánya, tagsága, a rokonok, barátok és ismerő¬ 
sök 2007. szeptember 14-én vettek búcsút a Fiumei úti 
sírkertben Dr. Hámor Gézától, társulatunk tiszteleti tagjᬠ
tól. 

Teljes ívű pálya volt az övé. Az 1956-ban végzett legné¬ 
pesebb és később legendássá vált ELTE geológus évfolyam 
elsőéves tagjaként 1953-ban lépett be a társulatba, hogy az¬ 
után valamennyi poszton az aktuális Alapszabály megen¬ 
gedte maximális időt kitöltve, végigjárja azt a pályát, ami 
ilyen teljességben csak keveseknek adatott meg: 1963-tól 
1972-ig titkár, 1972-től 1981-ig főtitkár, 1981-1986 között 
társelnök, 1986-1991 között elnök. 

A tisztségviselőként eltöltött majd három évtized meg¬ 
határozó jellegű volt és bizonyára, mint a Társulat egyik 
virágkora rögzül az Annalesekben. Különösen az a nemzet¬ 
közi porondon való szereplést, a nemzetközi elismertséget 
illetően, ami finoman szólva nem volt a hivatalos politika 
által támogatott törekvés abban az időszakban sem. Akkor a 
sokoldalú nemzetközi kapcsolatok helyett az ideológiai 
töltetű, meglehetősen egysíkúan értelmezett, esetenként 
fegyveres beavatkozással is nyomatékosított, nemzetközi¬ 
ség élvezett elsőbbséget. 

A kezdeteket ebben a vonatkozásban az 1960-as évek 
vége jelentette a Magyar Állami Földtani Intézet cente¬ 
náriumához kapcsolódó rendezvényekkel. Ezeket ugyan 
nem közvetlenül a Társulat szervezte, de abban a társadalmi 
környezetben kellett hozzájuk a Társulat és a Műszaki és 


Természettudományi Egyesületek Szövetségének védőpaj¬ 
zsa. Az, hogy egy évvel a prágai események után kelet és 
nyugat szakembereinek találkozóhelye lett Budapest hosz- 
szútávra megalapozta az akkor és itt ki nem mondható, de 
gyakorlatban megvalósított, még ma is működő pragma¬ 
tikus alapelvet, hogy ahol mélyenszántó politikai szem¬ 
benállás miatt nincs lehetőség normális, országok közti 
kapcsolatok ápolására, ezeket politikailag el nem kötelezett 
szakemberek szintjén kell fenntartani. 

Ez az alapelv érvényesült az 1970-es években is, amikor 
Magyarország és azon belül a Társulat élvezte nagyobb 
mozgásteret, és saját kapcsolatrendszerét felhasználva, ha¬ 
zai és nemzetközi finanszírozást összehozva elfogadtatta, 
elindította, és munkatársaival közel két évtized kemény 
munkájával végigvitte és megjelentette a széles értelemben 
vett Alpok-Kárpát-Balkán régió „Neogén ősföldrajzi tér- 
képsorozatát”. Ma, amikor az újságok tele vannak egzotikus 
utazások hirdetéseivel, korosztályán kívül kevesen képesek 
elképzelni mit is jelentett az 1970-es években egy lengyel, 
ukrajnai (akkor szovjet állampolgár), bolgár, román vagy 
éppen cseh geológus, professzor számára az a lehetőség, 
hogy hivatalosan Magyarországra jöhet és munkájáért ma 
már szerények számító, de akkor nem elhanyagolható tisz¬ 
teletdíjat kap, hivatalosan és kemény valutában. 

Talán nem teljesen szubjektív azt mondani, hogy e 
nemzetközi karrier csúcsát a 8. Regionális Mediterrán Neo¬ 
gén Sztratigráfiai Konferencia jelentette, 1985-ben. Az 
évekig tartó alapos előkészítés meghozta a várt eredményt: 








4 


In memóriám dr. Hámor Géza 


Amerikától Új-Zélandig, Svédországtól Líbiáig képvisel¬ 
tették magukat a mediterrán térséggel foglalkozó szakem¬ 
berek. Mind a mai napig e szervezet leginkább kiemelkedő 
látogatottságú és eredményű kongresszusaként tartják szᬠ
mon ezt az összejövetelt. Utóhatásai mind a mai napig 
érezhető a tágabb térség fiatal képződményeinek kuta¬ 
tásában, hogy csak a USGS-KFH, ELTE-MIT együtt¬ 
működésekben megjelenő, színvonalas publikációkban 
(AAPG Memoir 45) dokumentált kutatási eredményeket 
említsem. 

Mi volt a titka, hogy három fronton is hely tudott állni: 
mint tudós, mint egy nagy múltú intézet vezetője, és mint 
Társulati elöljáró, ha úgy tetszik, szakmapolitikus — a szó 
nemes értelmében. Nem magunknak, hanem a jövő generᬠ
cióknak, az unokák generációjának kell választ és útmuta¬ 
tást adni. Először is: benne összefonódott két eredetileg na¬ 
gyon is rokon értelmű latin szó, a professio és confessió azaz 
a foglalkozás, tágabb értelemben a munka vagy még inkább 
hivatás és a hitvallás. A munka volt a hivatása és a hitvallása 
a munka, vagy azzal a szabatos kifejezéssel élve, amit a 


világ manapság nagyon nem szeret, de attól még létező 
fogalom, az állapotbeli kötelesség teljesítése. 

Ebből következik a második titok, a lélek nyugalma. Aki 
tudja, hogy kötelességét teljesítette annak a lelke nyugodt, 
akinek a lelke nyugodt az tud nevetni. Igazán azok az embe¬ 
rek veszedelmesek, akik nem tudnak nevetni, mert a rettentő 
gondterheltséget sugárzó komorság mögött sokszor tudat¬ 
lanság, tanácstalanság, rossz lelkiismeret gerjesztette, bi¬ 
zonytalanság van. Ő tudott nevetni és együtt nevetni mások¬ 
kal, sokszor talán akkor is, ha inkább sírni kellett volna. 
Együtt nevetni pedig végképp csak azok tudnak, akik vala¬ 
milyen formában összetartoznak. 

Hámor Géza elment közülünk de nem hagyott itt ben¬ 
nünket. Itt marad közöttünk annak a negyedszázadnak ered¬ 
ménye emléke, amit a Társulat vezetőjeként és annak az im¬ 
már történelemmé magasztosult fél évszázadnak eredménye 
és emléke, amit társulati tagként velünk töltött. 

Köszönjük Neki, és az Úristen jutalmazza meg érte övéi 
közt. 

Bérczi István 





A felső-paleozoikumi Turonyi Formáció (Szlavóniai-Drávai-terrénum) pelites 
kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői 


Varga Andrea 1 , Raucsik Béla 2 , Kovács Kis Viktória 3 , Szakmány György 1 

1 ELTE FFI Kőzettani és Geokémiai Tanszék, 1117 Budapest, Pázmány P. sétány 1/C, e-mail: raucsikvarga@freemail.hu; 
gyorgy. szakmany @ geology.elte.hu 

2 Pannon Egyetem, AKLI Föld- és Környezettudományi Tanszék, 8200 Veszprém, Egyetem u. 10, e-mail: raucsik@almos.vein.hu 

3 MTA Műszaki Fizikai és Anyagtudományi Kutatóintézet, 1121 Budapest, Konkoly Thege M. út 29-33, e-mail: kis@mfa.kfki.hu 


Mineralogical andpetrological characteristics ofmudrocks 
from the Upper Palaeozoic Turony Formation (Slavonia-Drava unit) 


Abstract 

In this paper, the results of mineralogical and petrological studies of very low-grade metapelitic sedimentary rock types 
(i.e. slate and metasiltstone) of the Upper Palaeozoic Turony Formation from Southern Transdanubia (western fiánk of the 
Villány Mountains, SW Hungary) are presented. The studied Turony samples are predominantly composed of albite, quartz, 
illite+muscovite, chlorite (mixed chlorite-smectite) and haematite. Additionally, calcite, dolomité and rare albitized K- 
feldspar and smectite alsó occur. Moreover, there are somé accessory minerals such as opaque grains (e.g. pyrite), 
tourmaline, zircon, monazite, rutile and apatite. The mineralogical composition of these rocks suggests a relatively felsic 
provenance area and reflects the cumulative effects of the early and subsequent burial diagenetic processes (such as 
albitization) in an open system, illitization and chloritization during warm and arid climatic conditions in a playa laké. 

Keywords: X-ray powder diffraction, SEM/TEM, provenance, albitization, metamorphism, Villány Mountains 


Összefoglalás 

Munkánkban a felső-paleozoikumi Turonyi Formáció (Villányi-hegység nyugati szárnya) nagyon kisfokú metamorf 
pelites kőzettípusainak (agyagpala és metaaleurolit) ásványtani és kőzettani jellemzését végeztük el. Eredményeink 
alapján a Turonyi Formáció kőzeteit elsősorban albit, kvarc, illit+muszkovit, klorit (klorit/szmektit kevert szerkezet), 
hematit; kis mennyiségben kalcit és dolomit, illetve alárendelten albitosodott káliföldpát és szmektit alkotja. 
Akcesszóriaként opak ásványok (pl. pirít), turmalin, cirkon, monacit, rutil és apatit fordul elő. Az ásványos összetétel 
alapján a Turonyi Formáció üledékképződésekor — száraz és meleg éghajlati viszonyok mellett — a sóstavi (playa) 
környezetbe uralkodóan felzikus törmelékanyag szállítódott. A vizsgált kőzetek jelenlegi ásványos összetétele a korai 
diagenetikus, illetve betemetődési diagenetikus folyamatok (nyílt rendszerben végbement albitosodás, illitesedés, 
kloritosodás) hatását tükrözi. 

Tárgyszavak: röntgen-pordiffrakció, SEM/TEM, lehordási terület, albitosodás, metamorfózis, Villányi-hegység 


Bevezetés 

A magyarországi litosztratigráfiai egységek leírása alap¬ 
ján a paleozoikumi (késő-karbon-kora-perm, stepha- 
ni-asseli; esetleg devon) Turonyi Formációt (Szlavó- 
niai-Drávai-terrénum, Villányi-zóna) „ibolyabarna” színű, 
selymes fényű, szericites, palás vagy vékonyréteges, fi¬ 
nomszemcsés homokkő, közbetelepülő homokos dolomit 
és agyagmárga rétegek alkotják. A törmelékes rétegsor tavi 
vagy síkparti fáciest képvisel, amelyben növényi lenyo¬ 
matok, őskétéltű lábnyomok, esetleg esőcseppnyomok 
őrződtek meg (Barabásné Stuhl 1997). A Turonyi 


Formáció rétegsora a felszínen nem fordul elő, kizárólag a 
Villányi-hegység északi előterében a Mecseki Ércbᬠ
nyászati Vállalat által 1962-ben mélyített mélyfúrásból, a 
Turony Tu-1 (a továbbiakban Tu-1) fúrásból ismert, amely 
a kőzetegyüttest 1169,2-1452,0 m közötti szakaszán 
harántolta (1-2. ábra). Fekvője ismeretlen, fedőjében — 
tektonikusán — a Korpádi Homokkő Formáció képződ¬ 
ményei találhatók (Kovács 1967; Barabásné Stuhl 1988; 
Fülöp 1994). Napjainkra a fúrás kőzetanyaga — sajnálatos 
módon — szinte teljesen megsemmisült. 

A Turonyi Formáció kőzetegyüttesét a Tu-1 fúrás első 
földtani dokumentálásakor Jámbor Áron és Szederkényi 






6 


Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői 



1. ábra. A Villányi-hegység egyszerűsített földtani térképe a mintagyűjtés helyének feltüntetésével (Csontos et al. 
2002; Varga etal. 2007) 

Figure 1. Generalized geological map of the Villány Mts and sample locality ( Csontos et al. 2002; Varga et al. 2007) 


Tibor a felső-permi Bodai Aleurolit Formációba sorolta 
(Kassai 1976, Barabásné Stuhl 1988; Fülöp 1994). Ez a 
képződmény az uránkutatás szempontjából érdektelen volt, 
ezért a rövid makroszkópos leíráson túl a törmelékes 
kőzetek vizsgálatát nem végezték el. A Tu-1 fúrás 
reambulációs szedimentológiai, őslénytani, ásvány¬ 
kőzettani vizsgálatakor Barabásné Stuhl (1975a, 1975b, 
1988) felső-karbon-alsó-permi őskétéltű lábnyomokat 
talált a rétegsorban, ezért a Magyar Rétegtani Bizottság 
1986-ban önálló kőzetrétegtani egységként különítette el. 
Barabásné Stuhl (1988) alapján a Turonyi Formáció és a 
Bodai Aleurolit Formáció elkülönítésének alapvető 
szempontjait az I. táblázatban foglaltuk össze. A két 

I. táblázat. A Turonyi Formáció és a Bodai Aleurolit Formáció makroszkópos 
bélyegei Barabásné Stuhl (1988) alapján 

Table I. Macroscopical features of Turony and Boda Siltstone Formations after 
Barabásné Stuhl (1988) 


Turonyi Formáció 

Bodai Aleurolit Formáció 

uralkodóan homokkő 

uralkodóan aleurolit 
(vegyi üledék?) 

„ibolyabarna” színű, zöld 
karbonátos betelepülésekkel 

vörösbarna színű, vörösbarna 
dolomit betelepülésekkel 

fényes, selymes megjelenésű, jól 
rétegzett, palás 

rétegzetten, vagy vastagpados, 
vagy szemcsésen-szegletesen 
széteső 

erősen csillámos (szericit) 

csillámot nem, vagy alig 
tartalmaz 

sok ősmaradványt és szervetlen 
nyomot tartalmaz 

szerves, szervetlen nyom nem 
található 


formáció részletes ásványtani és kőzettani összehasonlítása 
azonban nem történt meg, mert az utóbbi képződményt 
ekkor még érdemben nem vizsgálták (Fazekas in 
Barabásné Stuhl 1988). 

A Turonyi Formáció pontos korbesorolását sajnos 
Barabásné Stuhl (1988) kutatási eredményei sem tették 
lehetővé. A kapott őslénytani eredmények rendkívül bi¬ 
zonytalanok, továbbá ellentmondóak. A jelenleg elfogadott 
álláspont (stephani) arra az Anthichnium salamandroides 
őskétéltű lábnyomra épül, amelyet Haubold (in Barabásné 
Stuhl 1988) azonosított. Ezt a lábnyomot azonban Kozur 
(in Barabásné Stuhl 1988) más — asseli korú — fajnak 
határozta meg. A formáció kis átmérőjű fúrómagjaiból 
olyan töredékes növénymaradványok is előkerültek, ame¬ 
lyek devon, esetleg alsó-karbon ősharasztoktól származ¬ 
hatnak (Barabásné Stuhl 1988). A rendkívül bizonytalan 
rétegtani helyzetre Barabásné Stuhl (1988) is felhívta a 
figyelmet, aki hangsúlyozta, hogy a „jövőbeni esetleges 
újabb megismerések módosíthatják vagy teljesen meg is 
változtathatják a formáció jelenleg alkalmazott korbe¬ 
sorolását”. 

Munkánkban — az OTKA T 034924 témához kapcso¬ 
lódva, az ELTE Kőzettani és Geokémiai Tanszékén folyó 
doktori program keretein belül — a Turonyi Formáció 
pelites kőzeteinek ásványtani, kőzettani és geokémiai 
vizsgálatát végeztük el. Kutatásunk elsődleges célja a 
bizonytalan rétegtani helyzetű Turonyi Formáció részletes 
jellemzése volt annak reményében, hogy a kapott adatokat 
— a dél-dunántúli paleozoikumi törmelékes sorozaton 























Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


7 


felszín alatti 
mélység (m) 


2 1150- 




g _ - mm -- 1276,4-1278,8 in XRD, SFM/F.DS,TFM/FDS 


o — 


1300— 


1450—1 


a Ű ű ű O 




Jelkulcs Key 


=L 

■ 

agyagkö, aleurolit 

H í ~'la lFtl< >jrtt? síit tiOr>i-‘ 


° H 

a 

■ 

1 H.FkO f 1 óflr Jr 

|-1 homokkő 

1 Sandstone 

& 


■ 

■ 

1 | koügjomerátiim 

1 ° ° 1 Conglomerme 

■ 


kélcltii lábnyom 
/ím/3/n^ífl7i/w>ípí j iKr 

karhonátkon krcció 
Carhnuate cancretian 

pirltesedés 

Pvnthation 


dolomilmárga 

Doiomar! 

íilbrtosodott fclzikns vulkánit 
Albitizedjelsic vatcanic rock 


51 


— 1204,4 1207,2 m XKD 

f .Í27. kiflii i- m.\i) m) XRD 
1 239,2 1241.Km XRD 


12X2.6-1285,4 m PM XRD 
1285,4-1288.1 m SFM/FDS 


—tufít 


— lllIlL 


—. vulkán ff 
- - - tufít 


12463-1319,3 in XRD 


1375,3-1378,6 m XRD 


1394.8 1396,0 m XRD 


1433,1—1435,6 ni XRD 
377 . láda t 1450 ,U ni> XRD 


Tulptnélység: 1452,0 un 


2. ábra. A Turonyi Formáció egyszerűsített rétegsora a mintavételi pontok és az alkalmazott vizsgálati módszerek 
feltüntetésével a Tu-1 fúrásban 

Rövidítések: H. F. = homokkő formáció; XRD = röntgen-pordiffrakció; PM = petrográfiai mikroszkópia; SEM = pásztázó 
elektronmikroszkópia; TEM = transzmissziós elektronmikroszkópia; EDS = energiadiszperzív analízis 

Figure 2. Generalized lithological column ofthe Turony Formation with the sampling points and used methods in borehole 
Tu-J 

Abbreviations: H.F.= sandstone formation (Hungárián abbreviation); XRD = X-raypowder diffraction; PM=petrographic microscopy; SEM= 
scanning electron microscopy; TEM=transmission electron microscopy; EDS = energy dispersive spectroscopy 


belül — petrográfiai és geokémiai korrelációra használjuk 
fel. Tanulmányunkban a Turonyi Formáció pelites 
kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellegzetességeit 
ismertetjük, hogy ezzel megalapozzuk a későbbi 
geokémiai korrelációt. 


Mintagyűjtés, vizsgálati módszerek 

A Turonyi Formáció földtani alap szelvényének tekintett 
Tu-1 fúrás kőzetanyagának jelentős része napjainkra 
megsemmisült, ezért a fúrás 1204,4-1435,6 m közötti 
szakaszából 9 archivált kőzetminta, valamint további két — 













































Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői 


pontos mélységadat nélküli — fúrómagminta ásványtani és 
kőzettani vizsgálatát végeztük el (2. ábra). A petrográfiai 
megfigyelések az 1282,6-1285,4 m mélységközből szár¬ 
mazó aleurolit-finomszemcsés homokkő polarizációs 
mikroszkópos vizsgálatára épültek. 

10 minta röntgen-pordiffrakciós vizsgálata a Pannon 
Egyetem Mérnöki Karának Föld- és Környezettudományi 
Tanszékén készült. A felvételeket Philips PW 1710 típusú ké¬ 
szülékkel, CuK a sugárforrással, hajlított grafitegykristály- 
monokromátor és proporcionális számláló detektor alkal¬ 
mazásával készítettük (csőáram: 40 mA, csőfeszültség: 50 kV, 
résrendszer: 1°-1°, goniométersebesség: 0,035°/s). A minták 
ásványos összetételének meghatározásához a porított kőzet¬ 
mintákból három méréssorozat készült: (1) teljes minta, orien- 
tálatlan diffrakciós felvétel, ún. „rázós” mintatartóban; (2) 
<2 pm szemcseméretű frakció vizsgálata, desztillált vizes 
ülepítést és ultrahangos kezelést követően, légszáraz minta; 
(3) a 2. sorozat mintáiról etilén-glikolos kezelést (4 órán 
keresztül, 80 °C-on) követően készített felvételek. Az alap- 
felvétel szerint kalcitot tartalmazó mintákat a <2 pm-es frakció 
vizsgálata előtt 5 tömegszázalékos, szobahőmérsékletű 
ecetsav-oldattal kezeltük. A rétegszilikátokat a bázisreflexiók 
helyzete alapján különítettük el. A 14 Á-ös, nem expandáló 
ásványt („Montot”) tartalmazó mintáknál finomabb 
résrendszert és Msebb felvételi sebességet (0,005°/s) alkal¬ 
maztunk, hogy a klorit 002 csúcsa nagyobb biztonsággal 
elkülöníthető legyen más fázisok (kaolinit, szerpentin¬ 
ásványok) 7 Á-ös bázisreflexiójától. A rétegközi tér domináns 
kationjának meghatározásához a klorittartalmú mintákat 350, 
450, 550 és 640 °C-on hőkezeltük, majd a lehűlésig 
exszikkátorban tároltuk (Bailey 1988). A <2 pm szemcse¬ 
méretű, ülepített, légszáraz mintákon Árkai (1983) alapján az 
Mit kristályossági fokát (IC) szintén meghatároztuk. Az adott 
paraméterek mellett a félértékszélesség adatok szórása 
IC=0,347 A°20 esetén s=0,036 A°20 (n=10). 

Az agyagkövek jellemzését a Pannon Egyetem Mérnöki 
Karának Szilikát- és Anyagmérnöki Tanszékén két minta 
környezeti scanning elektronmikroszkópos (ESEM) vizsgᬠ
latával egészítettük ki (elemző: Oravetz Dezső). Az 
1276,4-1278,8 m-es mélységből vett mintáról a szekunder 
elektronképeket (SEI) Philips XL30 ESEM készülékkel, 
nagyvákuumú üzemmódban, 25 kV-os gyorsítófeszült¬ 
séggel készítettük. A mintafelület vezetővé tételét katódpor- 
lasztással (Balzers SCD020 katódporlasztó) felvitt Au-Pd 
(10-20 nm) réteggel biztosítottuk. A környezeti szekunder 
elektronképeken (GSEI) bemutatott ásványok félmeny- 
nyiségi összetételének meghatározásához — kezeletlen 
mintafelületen (1276,4-1278,8 m-es, illetve 1285,4-1288,1 
m-es mélységből vett minták) — környezeti üzemmódban, 
EDAX energiadiszperzív röntgenanalizátorral, 20 kV-os 
gyorsítófeszültséggel pontanalízist végeztünk (a gerjesztési 
körte mérete ~5 pm átmérőjű gömbi térfogattal közelíthető). 
A kémiai összetétel tömeg-, illetve atomszázalékos meg¬ 
adásához Albite#4 Amelia (CM Taylor Corp.) albit- 
standardot használtunk. 

Az 1276,4-1278,8 m-es mélységből vett minta 
agyagfrakciójának kémiai és szerkezeti jellemzéséhez — a 


<2 pm szemcseméretű frakció felhasználásával — transz- 
missziós elektronmikroszkópos (TEM) vizsgálatot is 
végeztünk. Az elektronmikroszkópos vizsgálatokhoz a 
mintát alkoholban lágyan porítottuk, majd az így keletkezett 
híg szuszpenzióból egy cseppet az amorf szénnel, illetve 
formvar lyukhártyával borított mintahordozó rézrostélyra 
helyeztünk. A vizsgálatok Philips CM20 transzmissziós 
elektronmikroszkópon készültek. A szelektált területű 
elektrondiffrakciós (SAED) felvételeket 10 pm-es sze¬ 
lektáló blendével készítettük, amely 250 nm-es szelektált 
területnek felel meg. A felvételeket Ditabis gyártmányú 
„Imaging Plate”-ek segítségével rögzítettük (pixelméret: 
17,5 pm, felbontás: 5142x4571 pixel). Mivel az agyag¬ 
ásványok nagy intenzitású elektronsugár alatt szerkezeti 
változásra, illetve roncsolódásra hajlamosak — a sugár¬ 
károsodás megelőzésére — a TEM vizsgálat során kímé¬ 
letes sugáráramot használtunk. A kémiai elemzéseket a 
Philips CM20 mikroszkópra szerelt, Nórán típusú 
energiadiszperzív röntgenspektrométerrel (EDS) végeztük, 
amely a bornál nagyobb rendszámú elemek detektálását 
teszi lehetővé. A kémiai analízishez 20 nanométeres 
mintavastagságot és 2,5 g/cm 3 sűrűséget tételeztünk fel. 
Ezek az értékek finomszemcsés üledékes kőzetekben meg¬ 
jelenő agyagásványokra nézve megfelelőnek tekinthetőek, 
az ezektől való reális eltérések nem jelentékenyek. A 
pontanalízisekhez az anyag nagyfokú sugárérzékenysége 
miatt 40 nanométeres átmérőjű (félértékszélességű) 
gerjesztősugarat alkalmaztunk. A pontanalízist, amennyi¬ 
ben kapcsolódott hozzá, mindig megelőzte a kép, illetve a 
diffrakciós felvétel készítése. 


A vizsgálatok eredményei és 
értelmezésük 

Polarizációs mikroszkópos vizsgálat 

A vizsgált aleurolit-finomszemcsés homokkőmintában 
agyagos-hematitos mátrixban elhelyezkedő, orientált opak 
szemcsékből és rétegszilikátokból (döntően muszkovit, 
kevés kloritosodott biotit) álló laminák; valamint pátos 
kalcittal, hematittal és agyagásványokkal cementált, finom¬ 
szemcsés homok méretű (átlagosan 100 pm, maximálisan 
200 pm), szögletes, illetve gyengén koptatott törmelék¬ 
szemcsékből álló laminák és aprószemcsés homok méretű 
(átlagosan 200-250 pm) szemcsékből álló lencsék válta¬ 
kozása figyelhető meg ( 3 . ábra, a). 

A törmelékes szemcsék kis mérete miatt a kőzettör¬ 
melék mennyisége alárendelt. Átalakult káliföldpátból, 
kvarcból és muszkovitból álló metamorf eredetű kőzet- 
törmelékek felismerhetők ( 3 . ábra, b), azonban ezek pon¬ 
tosabb meghatározása nem lehetséges. Az ásvány törme¬ 
lékek közül legnagyobb mennyiségben a határozott kiol¬ 
tásé, illetve unduláló monokristályos kvarc (Qm) fordul elő, 
azonban polikristályos szemcsék (Qp) szintén azonosít¬ 
hatók. A Qp közül olyan megnyúlt, sok alkristályból álló, 
irányítottan elhelyezkedő szemcsék (Qp m ) is megjelennek, 



Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


9 



3. ábra. Az 1282,6-1285,4 m-ből vett minta petrográfiai jellegzetességei. 

a) keresztlaminált aleurolit-finomszemcsés homokkő; b) aprószemcsés homok méretű ásványtörmelékek az aleurolitban (IN); c-d) 
barna zárványokat (Z) tartalmazó albitosodott káliföldpátszemcse mikrites kalcit-helyettesítéssel (C) (IN és +N); e) turmalin a 
finomszemcsés homokkőben (IN); f) nehézásványok dúsulása a finomszemcsés homokkőben (IN). További rövidítések: Lm = 
metamorf kőzettörmelék; Qm = monokristályos kvarc; Qp = polikristályos kvarc; Qp m = átkristályosodott polikristályos kvarc; P = 
plagioklász; K = káliföldpát; Ab = albit; mu = muszkovit; tu = turmalin; ci = cirkon; op = opak szemcsék 
Figura 3. Petrographic characteristics of the samplefrom depth intervalof1282.6-1285.4 m. 

a) cross-laminated siltstone to veryfine-grained sandstone; b)fine-grained sand-sized mineralfragments in siltstone (pláne polarized light); c-d) 
albitized K-feldspar grain with brownish inclusions (Z) and micritic calcite (C) replacement (pláne polarized light and crossed nicols). e) 
tourmaline in veryfine-grained sandstone (pláne light);f) concentration ofheavy minerals in veryfine-grained sandstone (pláne polarized light). 
Other abbreviations: Lm = metamorphic rock fragment; Qm = monocrystalline quartz; Qp = polycrystalline quartz; Qp m = recrystallized 
polycrystalline quartz; P = plagioclase; K=K-feldspar; Ab = albite; mu = muscovite; tu = tourmaline; ci = zircon; op = opaque grains 


amelyek metamorf átkristályosodás bélyegeit tükrözik (3. 
ábra, b). A helyenként poliszintetikusan ikresedett plagi- 
oklászszemcsék lehetnek üdék, vagy különböző mértékű 
szericitesedés és kalcitosodás nyomait mutatják (3. ábra, b). 
A törmelékes káliföldpátszemcsék általában hematit- 
zárványosak (3. ábra, b); gyakori a nagyobb (250 pm körüli) 
szemcsék zárványdús, kalcit-helyettesítéses átalakulása, 
albitosodása (5. ábra, c ). Az albitosodott szemcsék kioltása 
gyakran eltérő a szemcse belsejében és a hasadási síkok 


mentén (blokkos-táblás szektor jellegű), a peremi részen 
továbbnövekedés figyelhető meg (5. ábra, cl). További 
ásványtörmelékként muszkovitot, kloritot és nehéz¬ 
ásványokat (opak ásványok, turmalin, cirkon, rutil, apatit) 
figyelhetünk meg, amelyek gyakran az agyagos és a 
homokos laminák határán dúsulnak (5. ábra, e-f). 

Az átalakult törmelékes káliföldpát optikai jelleg¬ 
zetességei kis hőmérsékletű, diagenetikus albitosodásra 
utalnak (Kastner & Siever 1979; Gold 1987; Saigal et al. 















10 


Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői 


1988; Milliken 1989). Ez a folyamat általában a mikro- 
repedések és az iker- vagy hasadási síkok mentén kezdődik. 
A részlegesen albitosodott földpátban az oldódás-kicsa¬ 
pódás mechanizmus következtében gyakran mikropórusok 
figyelhetők meg (Gold 1987; Milliken 1989; Lee & Lee 
1998). Saigal et al. (1988) eredményei szerint az albito¬ 
sodott káliföldpát barna zárványosságát (Z) üregekben 
gazdag (vakuolás) autigén albit okozza ( 3. ábra, c ). Az 
átalakulás során keletkezett albit jellegzetes, blokkos¬ 
táblás szektorkioltást mutat, ami sem az elsődleges magmás 
vagy metamorf fázisok albitjára, sem a karlsbadi-iker 
típusra nem jellemző (Gold 1987). A törmelékes szemcsén 
belül lejátszódó albitosodást a szemcsék közötti pórus¬ 
térben — a szemcsék pereméhez kapcsolódva — tiszta, 
zárványmentes autigén albit megjelenése kísérheti ( 3. ábra, 
c-d). Azokban a pelites üledékekben, amelyekben a 
törmelékes földpátokat agyagos mátrix veszi körül, az albit 
továbbnövekedés nem, vagy csak alárendelten jelenik meg 
(Lee & Lee 1998). 

Röntgen-pordiffrakciós vizsgálat 

A teljes kőzetmintákból készült alapfelvételek ered¬ 
ményeit felhasználva (II. táblázat) a Turonyi Lormáció 
agyagköveiben az albit, a kvarc, a 10 Á-ös rétegszilikátok 
(illit+muszkovit) és a klorit uralkodó részaránya figyelhető 
meg. A minták többségében a kaiéit és a hematit 
mennyisége szintén jelentős. Bizonyos mintákban a klorit, a 
kaiéit és a hematit járulékos vagy mellékes elegyrészként 
fordul elő, amelyhez kaolinit társulhat. Ez utóbbi ásvány 
azonosítása a teljes kőzetből készült diffraktogramok 
alapján azonban bizonytalan. Néhány minta kimutatható 
mennyiségű káliföldpátot tartalmaz, valamint egy mintában 
(1433,1-1435,6 m) kis mennyiségben dolomit jelenik meg 
(II. táblázat). A vizsgált aleurolitminták ásványos össze¬ 
tétele az agyagkövekéhez hasonló, azonban ezek a minták 


— a petrográfiai megfigyeléssel ellentétben — kimutatható 
mennyiségű káliföldpátot nem tartalmaznak, ami alátᬠ
masztja a káliföldpátok albitosodását. Az 1282,6-1285,4 m- 
es mélységközből származó aleurolitminta albit- és 
kalcittartalma jelentős, ettől eltérően az 1394,8-1396,0 m- 
ből vett minta rétegszilikátokban gazdag (illit+muszkovit és 
klorit), kalcitot azonban nem tartalmaz. Ligyelemre méltó, 
hogy a vizsgált turonyi pelitek diffraktogramjain nem 
jelentkezik alapvonal-emelkedés, ami az amorf anyag — 
azaz a hosszútávon rendezetlen fázisok — teljes hiányát 
jelzi. 

A minták <2 pm-es frakciójában (4. ábra) — litológiától 
és rétegtani helyzettől függetlenül — a 10 Á-ös réteg¬ 
szilikátok (illit+muszkovit) mennyisége a legjelentősebb 
(70-90%). A klorit relatív mennyisége 10-30% közötti, 
továbbá egy minta nyomnyi mennyiségű szmektitet 
tartalmaz (II. táblázat). Az illit kristályossági foka (IC) 
0,319-0,442 °20 között változik (átlagosan 0,35 °20), ami 
egyértelműen az anchizónának, illetve két mintában a 
diagenetikus-anchizóna határ (0,390-0,435 °20) 

környezetének felel meg (Árkai 1983; Weaver 1989; Lrey 
& Robinson 1999). 

A minták <2 pm-es frakciójában — az XRD vizsgálat 
során — a klorit kevert rétegszerkezet bélyegeit tükrözi. A 
légszáraz felvételhez képest az etilén-glikolos kezelés 
hatására nem figyelhető meg változás (4. ábra, a-b). A 450 
°C-os hőkezelést követően azonban a 7,06 Á-ös csúcs 
intenzitása számottevően, a 14,12 Á-ös csúcs intenzitása 
csekély mértékben, illetve egyáltalán nem csökkent (4. 
ábra, c). Az 550 °C-os hőkezelés után a két reflexió eltűnt, 
vagy diffúz jellé alakult; miközben a 6,5-7,5 °20 és 
9,5-10,0 °20 tartományban egy-egy diffúz csúcs jelent meg 
(4. ábra, c). Ezek a megfigyelések a szabálytalanul közbe- 
rétegzett klorit/szmektit kevert szerkezetű rétegszilikát 
tulajdonságaival párhuzamosíthatók („swelling chlorite” 
fázis; Weaver 1989). A 9,5-10,0 °20 tartományban 


II. táblázat. A teljes kőzetminták röntgen-pordiffrakciós vizsgálatának eredménye és a <2 pm-es frakció félmennyiségi ásványos összetétele 
Tahié II. Results ofX-ray powder diffraction analysis of the búik rock samples and semi-quantitative mineral composition (%) of the <2 pm 
fraction 


Turonyi Formáció 
(Turony Tu-1 fúrás) 

A teljes kőzetminták ásványos összetétele 

A <2 pm-es frakció 
félmennyiségi összetétele 

A <2 pm-es 
illit 

jellemzése 

uralkodó ásványok 
(lényeges elegyrészek) 

járulékos és mellékes elegyrészek 

ill+mu 

chl 

sme 

IC 

~% 

”2© 

1204,4-1207,2 m (A) 

q, ab, chl > ill±mu 

hem, kfp (ny), cc (ny) 

80 

20 

- 

0,442 

327. láda (-1225 m) (A) 

q, ab, chl > ill+mu, hem, cc 

kao (?) 

80 

20 

- 

0,328 

1239,2-1241,8 m (A) 

ilhtmu, chl > q, ab, cc 

hem, kfp (ny) 

85 

15 

- 

0,343 

1276,4-1278,8 m (A) 

q, ab > ilhtmu, hem 

chl, cc (ny), kao (?) 

85 

15 

- 

0,335 

1282,6-1285,4 m (AL) 

q, ab > ill+mu, hem, cc 

chl, kao (?) 

90 

10 

- 

0,359 

1346,3-1349,3 m (A) 

ill+mu, chl > q, ab, hem, cc 

kao (?) 

80 

20 

- 

0,339 

1375,3-1378,6 m (A) 

ill+mu > q, ab 

cc, chl, kao (?), hem 

85 

15 

- 

0,319 

1394,8 1396,0 m (AL) 

q, ill+mu, chl > ab 

hem, kao (?) 

80 

20 

- 

0,334 

1433,1-1435,6 m (A) 

ill+mu > q, ab 

chl, hem, kfp (ny), cc, do (?), kao (?) 

70 

30 

- 

0,319 

377. láda (-1450 m) (A) 

q, ab, chl > ill+mu, hem, cc 

kao (?) 

80 

20 

ny 

0,382 


Rövidítések: A=agyagkő; AL = aleurolit; q = kvarc; ab = albit; kfp = káliföldpát; ill+mu = illit+muszkovit; cc = kaiéit; do = dolomit; hem = hematit; chl = klorit; 
kao = kaolinit; sme = szmektit; ny = nyomnyi mennyiség; ? = bizonytalan meghatározás; IC = illit kristályossági index. 

Abbreviations:A =claystone;AL =siltstone;q=quartz;ab =albite; kfp=K-feldspar;ill±mu=illite±muscovite;cc=calcite;do=dolomité; hem =hematite; chl=chlorite; 
kao = kaolinite; sme = smectite; ny = trace amount; ? = ambiguous determination; IC = illite crystallinity index. 















Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


11 




4. ábra. A vizsgált minták <2 pm-es frakciójának jellegzetes röntgen-pordiffraktogramjai. a) 
aleurolit, Tu-1 1282,6-1285,4 m; b-c) agyagkő, Tu-1 1433,1-1435,6 m. A légszáraz felvételhez 
képest az etilén-glikolos kezelés hatására nem figyelhető meg változás (a-b) 

Rövidítések: ill±mu = illit±muszkovit; chl = klorit; 450 °C = 450 °C-os hevítést követő felvétel; 550 °C = 550 
°C-os hevítést követő felvétel 

Figure 4. Typical XRD patterns of the <2 /um fraction of the studied samples. a) siltstone, Tu-1 
1282.6-1285.4 m; b-c) claystone, Tu-1 1433.1-1435.6 m. XRD pattern of the ethylene-glycolized 
sample is the same as that of the air-dried one (a-b) 

Abbreviations: ill±mu = illite±muscovite; chl = chlorite; 450 °C = heated at 450 °Q 550 °C = heated at 550 °C 


jelentkező csúcs vermikulit komponens jelenlétére is 
utalhat. 

Elektronmikroszkópos vizsgálatok 

A környezeti SEM felvételek alapján a hematittal 
cementált agyagkőben a plagioklász üde; átalakulás sem a 
peremi részen, sem a hasadási síkok mentén nem látható (5. 
ábra, a-b, d-e). A kezeletlen, friss törési felületen végzett 
kémiai elemzés alapján az O, a Si, az A1 és a Na tömeg¬ 


százalékos mennyisége a meghatározó; a vizsgált minta- 
térfogatokban alárendelten Mg, Fe, K, Ca és C szintén 
kimutatható volt (5. ábra, c és f). Figyelembe véve, hogy a 
sztöchiometrikus összetételű albit (NaAlSi 3 0 8 ) tömeg¬ 
százalékos elemösszetétele 8,8% Na, 10,3% Al, 32,0% Si és 
48,9% O; továbbá, hogy a vizsgált szemcsék nem (5. ábra, 
c ), vagy karbonát formájában (5. ábra, f) tartalmaznak Ca- 
ot, a Turonyi Formáció plagioklászszemcséi az albit 
szélsőtag kémiai összetételének felelnek meg. Ez — a 
petrográfiai és a röntgen-pordiffrakciós vizsgálat ered- 





























12 


Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői 



5. ábra. Az autigén albitszemcsék környezeti szekunder elektronképei (GSEI; a-b és d-e), továbbá energiadiszperzív 
röntgenspektrumai a tömeg- és atomszázalékos összetétel feltüntetésével (c és 0- Az alsó fénykép a felső fotón fehér téglalappal jelölt 
területnek felel meg 

Figure 5. Gaseous secondary electron image (GSEI) micrographs of authigenic albite (a-b and d-e) and EDS spectra (c-f) with the 
elemental compositions (wt% and at%). The area outlined by the white box in the upperphoto is shown in the lowerphoto 


ményével együtt — alátámasztja az autigén eredetet 
(Kastner & Siever 1979). A Fe, a K és a Mg a cementet 
alkotó hematit, illit, illetve klorit komponenseként értel¬ 
mezhető. Nem zárható ki azonban az sem, hogy a K a 
diagenetikusan albitosodott szemcse káliföldpát-reliktu- 
mához kapcsolódik. 

A vizsgált mintákban az elsősorban cementként, illetve 
átalakulási termékként megjelenő autigén illit négy jól 
elkülöníthető morfológiai típusba sorolható. A leggyakoribb, 
jól fejlett, lemezes kristályok (1. típus) átlagos mérete 10 pm 
körüli (6. ábra, a-b). Az illitlemezek szegélye nem, vagy csak 
kismértékben hullámos. A helyenként felismerhető görbült 
élek alapján ez a diagenetikus illit a betemetődés során a 


szemcséket bevonó, illetve póruskitöltő szmektit átala¬ 
kulásával jöhetett létre (Weaver 1989). A fibrózus, szálas 
illitkristályok (2. típus) leggyakrabban a változó méretű 
(maximálisan -200 pm), helyenként hajlított, törmelékes 
eredetű muszkovitlemezek szabálytalan alakú élein figyel¬ 
hetők meg (6. ábra, a; 7. ábra, a-b), azok késői diagenetikus 
átkristályosodása következtében alakulhattak ki (Weaver 
1989; Worden & Burley 2003). Az elsődleges póruskitöltő 
autigén illit 1-2 pm hosszú, léces termetű kristályokat (3. 
típus; 6. ábra, b), illetve szálas halmazokat (filamentumok, 4. 
típus) alkot (6. ábra, c). Az autigén illit filamentumszerű 
morfotípusa Weaver (1989) alapján nyomásoldódási üreg 
póruskitöltéseként értelmezhető. 


























Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


13 



6. ábra. Pásztázó elektronmikroszkópi (SEM) felvételek a diagenetikus rétegszilikátokról 

a) Szekunder elektronkép (SEI) a jól fejlett lemezes illitkristályokról (~10 pm, il), illetve a törmelékes muszkovitlemezek (M) élén 
megjelenő fibrózus illitről (i2); b) SEI felvétel a léces termetű illitről (i3); c) GSEI felvétel a filamentumos illitről (i4); d) SEI felvétel egy 
él-lap érintkezésű, klorit-szmektit kevert szerkezetű rétegszilikát kristályhalmazáról (nyilak); e-f) „Káposztafej” szerkezetű klorit (fehér 
téglalappal jelölt terület) és környezetének GSEI felvétele, továbbá energiadiszperzív röntgenspektruma a tömeg- és atomszázalékos 
összetétel feltüntetésével 

Figure 6. Scanning electron microscope (SEM) micrographs illustrating the diageneticphyllosilicates 

a) Secondary electron image (SEI) micrograph of authigenic illite showing well-developedplates of the illite crystals ( ~ 10pm, il), andfibrous illite 
(i2)growing on the edge ofplaty detrital muscovite (M); b) SEI micrograph oflath-shaped illite (i3); c) GSEIphotomicrograph offilamentous illite 
(i4); d) SEI micrograph of mixed chlorite-smectite showing the edge-to-face arranged natúré of the crystals (arrows); e-f) GSEI micrograph of 
chlorite in the form of small cabbagehead structures (area outlined by the white box) and its sorrundings with the EDS spectrum and elemental 
compositions (wt% and at%) 


A diagenetikus rétegszilikátok között helyenként olyan 
kétdimenziós „kártyavárszerű” kristályhalmazok is meg¬ 
figyelhetők, amelyekben 1-5 pm-es, él-lap érintkezésű 
egyedi kristálytáblák különíthetők el (6. ábra, d). A kis 
méret következtében ezek kémiai összetétele az alkalmazott 
SEM/EDS módszerrel nem határozható meg kellő 
pontossággal, azonban morfológiai alapon ez a póruskitöltő 
ásványfázis valószínűleg klorit/szmektit kevert szerkezetű 


rétegszilikát, illetve klorit (Weaver 1989; Anjos et al. 2003; 
Worden & Mórád 2003). A korábban bemutatott röntgen- 
pordiffrakciós adatok szintén a szabálytalanul közbe- 
rétegzett klorit/szmektit kevert szerkezetű rétegszilikát 
jelenlétét erősítik meg ( 4. ábra). Alárendelt mennyiségben 
póruskitöltő klorit kialakulását sugallja a kisméretű 
„káposztafej” szerkezetű (cabbagehead) kristályhalmaz, 
amely társaságában kaiéit (Ca és C), illit (K, Al és Si), albit 





















14 


Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői 



1 . ábra. SEM felvételek az akcesszóriákról 

a-b) Nehézásványok dúsulása (szaggatott nyilak), SEI. Rövidítések: M: törmelékes muszkovit; i2: autigén fibrózus illit; c-d) Az {110] prizma és az 
{101] piramis kombinációjából felépülő cirkonkristály (fehér téglalappal jelölt terület) GSEI felvétele, továbbá energiadiszperzív röntgenspektrama a 
tömeg- és atomszázalékos összetétel feltüntetésével; e-f) Monacit (fehér téglalappal jelölt terület) GSEI felvétele, továbbá energiadiszperzív 
röntgenspektruma a tömeg- és atomszázalékos összetétel feltüntetésével 
Figure 7. SEM micrographs illustrating the accessories 

a-b) Enrichment ofheavy minerals (dashed arrows), SEI. Abbreviations: M detrital muscovite; i2 authigenic fibrous illite; c-d) GSEI micrograph ofzircon 
dominated by faces of the [ 110]prism and f 101 ]pyramide (area outlined by the white box) and its EDS spectrum with the elemental compositions (wt% and 
at%); e-f) GSEI micrograph of monazite (area outlined by the white box) and its EDS spectrum with the elemental compositions (wt% and at%) 


(Na, Al és Si) és hematit (Fe, Ti) valószínűsíthető (6. ábra, 
e-f). Az autigén kloritváltozatok közül a „káposztafej” 
szerkezetű klorit Fe-tartalma a legkisebb (Weaver 1989). 
Ez a morfológia általában a Mg-gazdag autigén kloritra 
jellemző, amely képződése evaporitos környezetben 
kialakult kőzetekre jellemző (Weaver 1989, Worden & 
Burley 2003). 

A SEM/EDS analízis segítségével a vizsgált pelitekben 
piritet, cirkont, rutilt és monacitot sikerült azonosítani. Az 
elszórtan megjelenő pirít minden esetben jól fejlett, 
sajátalakú vagy félig sajátalakú, -400 pm-es, hexaéderes 


kristályokat alkot, ami késői diagenetikus (hematit reduk¬ 
ciója) — esetleg utólagos, hidrotermális — eredetre utal 
(Worden & Burley 2003). A rutil és a cirkon általában 
sajátalakú, illetve — törmelékes eredetet (nehézásvány 
frakció) tükrözve — törött kristályegyedek formájában 
jelenik meg (7. ábra, a-d ), azonban rétegszilikátok 
átalakulásához kapcsolódva néhány pm-es, xenomorf 
kristályok szintén elkülöníthetők (6. ábra, c ). A lemezes, 
korrodált megjelenésű monacit akcesszórikus nehézásvány 
átalakulását tükrözheti, vagy rétegszilikát (pl. biotit) 
átalakulásakor, az elsődleges ásvány nyomelemtartalmának 





















Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


15 


szételegyedésével jöhetett létre (7. ábra, e-f). Az energia- 
diszperzív röntgenspektrumokon a cirkon (Zr[SiOJ) és a 
monacit (CeP0 4 ; a Ce helyén La, Pr és Nd helyettesítéssel) 
összetételének megfelelő csúcsokon túl — az ásványok 
méreténél nagyobb gerjesztési térfogat következtében — a 
környező ásványfázisok összetételi csúcsai szintén 
megjelennek (7. ábra, d és/). 


A <2 pm-es frakció TEM vizsgálata a röntgen- 
pordiffrakciós mérésekkel egybehangzóan az illit túlsúlyát 
mutatja (8. ábra, a-c ). Az EDS mérések szerint az illit 
18-19 at% Si-ot, 13-14 at% Al-ot, 3-4 at% K-ot, továbbá 
mérhető, de nyomnyi mennyiségű magnéziumot és vasat 
tartalmaz. Kalcium a szemcsékben nem mérhető, a mért 
kationokhoz számolt oxigén 61-62 at%. Az illit esetenként 



8. ábra. TEM felvételek a 2 pm alatti frakcióról 

a-b) illit hkO, SAED felvétel; c) illit lemezkék halmaza, világos látóterű felvétel; d) klorit, világos látóterű felvétel, a bal felső sarokban 
ugyanerről a szemcséről készült diffrakciós felvétellel. A bekeretezett területet mutatja kinagyítva az e) ábra; f) sajátalakú apatitkristályok, 
világos látóterű felvétel 

Figure 8. TEM micrographs of the <2 jum fraction 

a-b) illite hkO SAEDpattern; c) aggregate of illiteplatelets, BF image; d) chlorite, BFimage, with the SAEDpattern in the upper left corner. The 
marked area is enlarged on figure e);f) idiomorphic apatite crystals, BF image 











16 


Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői 


a nagyobb laterális mérete és/vagy a hkO rétegkötegek 
rendezett egymásutánisága miatt egykristály-közeli dif¬ 
frakciót mutat (8. ábra, a), máskor a laterálisán kisebb 
kiterjedésnek és/vagy a c irányú rendezetlenségnek köszön¬ 
hetően polikristályos, turbosztratikus szerkezetű (8. ábra, 
b ). Szignifikáns összetételbeli különbséget a két eset között 
nem mértünk. A magnézium nyomnyi mennyisége a 
turbosztratikus szerkezettel együtt alárendelt mennyiségű 
közberétegzett szmektitre utalhat, ami megerősíti a — 
morfológiai alapon feltételezett — szmektit illitesedését. 

Az illit mellett kis mennyiségben vas-, illetve mag¬ 
néziumgazdag fázis is előfordul. A 8. ábra dé se felvételén 
egy ilyen összetételű (12 at% Si és Al, 7 at% Fe, 8 at% Mg, 
illetve nyomnyi mennyiségű K és Na) rétegszilikátot látunk 
a c*-ra merőleges vetületben. A szemcse összetétele és a 
diffrakciós felvételen mérhető 14 Á-ös periódus kloritra 
utal; a 14 Á-ös szerkezetbe helyenként néhány rétegnyi 7 Á- 
ös egységek ékelődnek (8. ábra, e). 

A TEM vizsgálat során a rétegszilikátok mellett 
100-200 nm-es apatitkristályokat is azonosítottunk, ame¬ 
lyek összetételére a F:P =1:3 arány a jellemző (8. ábra, f). 

Diszkusszió 

A dél-dunántúli újpaleozoos képződmények között 
bizonytalan rétegtani helyzetű Turonyi Formáció pelites 
kőzeteinek ásványtani eredményeit akkor használhatjuk fel 
formációk közötti összehasonlításra — amely e bizonytalan 
helyzet pontosítását eredményezhetné -, ha a rendelkezésre 
álló adatokat üledékképződés-diagenezis-metamorfózis 
keretbe illesztjük. 

Üledékképződési környezet és elsődleges 
szemcseösszetétel 

Jelenlegi ismereteink szerint a Turonyi Formáció 
kialakulásának első lépésekor az uralkodóan kvarc (részben 
vulkáni eredetű), továbbá kevés plagioklász, lebontott 
vulkánit és káliföldpát anyagú törmelékszemcsék sekély 
tavi üledékgyűjtőben halmozódtak fel (Fazekas in Bara- 
básné Stuhl 1988; Fülöp 1994; Barabásné Stuhl 1997). 
A formáció kőzeteinek szemcseméreti viszonyaival kapcso¬ 
latban azonban több ellentmondás tapasztalható. 

Annak ellenére, hogy Barabásné Stuhl (1988, 1997) 
és Fülöp (1994) leírása szerint a formáció elsősorban 
aleurolittal váltakozó finomszemcsés homokkőből áll, 
amelyben alárendelten apró-középszemcsés homokkő és 
dolomitos mészkő betelepülések találhatók, Fazekas (in 
Barabásné Stuhl 1988) kiemeli a formáció kőzeteinek 
finomabb átlagos szemcseméretét. A teljes rétegsort átfogó, 
vékonycsiszolatok leírására alapozott petrográfiai ered¬ 
ményei szerint a kőzetanyag elsősorban meszes-márgás 
üledék, agyagkő, aleurolit, finomszemcsés homokkő és 
láva-tufa-tufit betelepülés (Fazekas in Barabásné Stuhl 
1988). Ez összhangban van a Tu-1 fúrás rétegsorának első 
vázlatos leírásával, amelyben Kovács (1967) kiemeli, hogy 


a Turonyi Formáció kőzetanyaga elsősorban barna aleurolit 
és barna dolomitos aleurolit (zöldes árnyalattal), ami kevés 
finomhomokos betelepülést, illetve dolomitréteget tartal¬ 
maz. Fazekas (in Barabásné Stuhl 1988) véleménye 
szerint azonban a maganyag makroszkópos leírásakor a 
ténylegesnél durvább szemcseméretűnek dokumentálták a 
formáció törmelékes kőzeteit, amit feltehetően azok rossz 
osztályozottsága okozott. Ez utóbbit támasztja alá az a tény, 
hogy a Tu-1 fúrás archivált maganyagának mintázásakor a 
formáció törmelékes kőzettípusainak vizsgálatához csak 
pelites kőzetanyagot sikerült begyűjtenünk. A közép-dur¬ 
vaszemcsés homok, vagy annál nagyobb szemcseméretű 
törmelék hiányában a lehordási terület pontos kőzet¬ 
összetételét petrográfiai vizsgálattal nem határozhatjuk 
meg. A metamorf kőzettörmelékek és a jelentős mennyi¬ 
ségű törmelékes muszkovit azonban egyértelműen a kris¬ 
tályos aljzat (gneisz, kristályospala, csillámpala) eróziójára 
utal. Az ősföldrajzi környezet rekonstrukciója szempont¬ 
jából nagyon fontos Fazekas (in Fülöp 1994) megálla¬ 
pítása, amely szerint a rétegsor tufa-tufit betelepüléseket, 
valamint helyenként piroklasztikus bélyegekkel rendel¬ 
kező, mikrofelzites szövetű, átkristályosodott alapanyagú 
(albitosodott) kvarcporfírt — azaz riolitot — tartalmaz. Ez 
a formáció forrásterületén egyidős, vagy közel egyidős 
savanyú vulkáni tevékenységet jelez. A vizsgált minták 
akcesszórikus ásványtársulása (muszkovit, opak ásványok, 
turmalin, cirkon, rutil, apatit, monacit) megerősíti a felzikus 
kőzetanyagban (pl. kvarcdús metamorfitok, illetve erősen 
differenciált magmás kőzetek, riolit) gazdag forrásterületet; 
a törmelékes eredetű, kloritosodott biotit és az albitosodott 
káliföldpát szintén utalhat riolit eróziójára. Az agyag¬ 
frakcióban azonosított, szabálytalanul közberétegzett klo- 
rit/szmektit kevert szerkezetű rétegszilikát elsősorban 
bázisos vulkánitok, továbbá a felzikus törmelékanyag Fe- 
Mg-tartalmú ásványainak (pl. biotit) átalakulása során 
keletkezik (Weaver 1989; Anjos et al. 2003; Worden & 
Mórád 2003). Nem zárható ki ezért az sem, hogy a Turonyi 
Formáció üledékképződésekor a sekély tavi környezetbe a 
kontinentális háttér eróziójából származó felzikus törme¬ 
lékanyag (gneisz/granitoid, kristályospala, csillámpala, 
savanyú vulkánit) mellett — alárendelt mennyiségben — 
magmás eredetű, bázisos összetételű kőzettörmelék is 
szállítódott. 

Diagenetikus átalakulások 

A Turonyi Formáció kőzeteinek jellegzetes „ibolya¬ 
barna” színét okozó hematittartalom (II. táblázat ), a változó 
méretű (~20 cm-es átmérőt is elérő), gömbhéjas, sugaras 
szerkezetű dolomitkonkréciók, illetve dolomitrétegek 
(Kovács 1967; Szederkényi in Barabásné Stuhl 1988), 
továbbá a Mg-gazdag autigén klorit kialakulása — arid 
éghajlati viszonyok mellett — oxidatív korai diagenetikus 
környezetre utalnak. Ilyen feltételek mellett a pórusvíz Na + -, 
Ca 2+ -, Mg 2+ - és HC0 3 -ionokban gazdag, továbbá a ferri-vas 
hidroxidok vagy szeszkvioxidok formájában bevonatot 
képez a törmelékes ásványokon (Eugster & Hardie 1978; 



Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


17 


Worden & Burley 2003; Worden & Mórád 2003). A 
káliföldpátok albitosodása az aleurolitban, valamennyi 
minta jelentős albittartalma, továbbá a rétegszilikátok illite- 
sedése egyértelműen a pelitek diagenetikus albitosodását 
tükrözi, amelyet a közbetelepülő savanyú vulkánit albito¬ 
sodása is megerősít (Fazekas in Barabásné Stuhl 1988; 
Fülöp 1994). A diagenetikus környezet felvázolásakor 
figyelembe kell vegyük továbbá azt is, hogy a konkréciókat 
és a dolomit betelepüléseket mindig redukciós elszíne¬ 
ződések kísérik, illetve helyenként piritesedés figyelhető 
meg (Kovács 1967). 

Kastner & Siever (1979) modelljét alkalmazva, ame¬ 
lyet kontinentális (nem tengeri), vulkanoklasztban gazdag 
rendszerekre dolgoztak ki, a vulkáni eredetű törmelék és a 
tavi környezetből származó pórusvíz reakciója pH=9-ll 
kémhatás mellett nagy kovasavtartalmat, továbbá viszony¬ 
lag nagy Na + és K + aktivitást eredményez. Az alkáli tavakba 
(lefolyástalan tó, playa) kerülő üledékben a vulkáni anyag 
zeolittá, illetve szmektitté vagy kevert szerkezetű agyagás¬ 
vánnyá alakulhat, továbbá amorf kovasav és opál-A kelet¬ 
kezik. Ilyen környezetben a savanyú és neutrális magmás 
kőzetek (pl. riolit, vulkáni üveg), továbbá a kvarcdús 
metamorf kőzetek átalakulása dioktaéderes szmektitet 
eredményez (Weaver 1989; McKinley et al. 2003). Ez a 
betemetődés során már viszonylag kis hőmérsékleten 
(>70-90 °C) illitesedik; az átalakuláshoz szükséges káliu¬ 
mot leggyakrabban a törmelékes káliföldpát albitosodása 
szolgáltatja (McKinley et al. 2003; Worden & Burley 
2003). A bázisos vulkáni kőzettörmelék, továbbá a felzikus 
törmelékanyag Fe-Mg-tartalmú ásványainak (pl. biotit) 
elsődleges átalakulási terméke arid éghajlati viszonyok 
között a trioktaéderes szmektit. Ez a betemetődési 
diagenezis során — bázisos vulkánitok, biotit és Fe- 
oxihidroxidok feloldódásából származó Fe 2+ -, Mg 2+ - és 
Al 3+ -ionok felhasználásával — klorit/szmektit kevert 
szerkezetű rétegszilikáton keresztül kloritosodik (Weaver 
1989; Anjos et al. 2003; Worden & Mórád 2003). A 
lokálisan kialakuló reduktív mikrokörnyezet a hematit 
redukcióján keresztül késői diagenetikus pirít megjelenését 
eredményezheti (Worden & Burley 2003). A diagenezis 
előrehaladtával ezért az elsődleges ásványos összetétel 
lényegesen módosul: autigén földpát (albit), illit és klorit 
(esetleg klorit/szmektit kevert szerkezetű ásványfázis) 
jelenik meg a tavi üledékes kőzetben; az amorf kovasav és az 
opál-A — opál-CT és kalcedon megjelenésén keresztül — 
kvarccá alakul (Kastner & Siever 1979; Saigal et al. 1988; 
van de Kamp & Leake 1996; Lee & Lee 1998). 

A törmelékes kőzetek diagenetikus albitosodása zárt 
rendszerben (külső Na-forrás nélkül) is lejátszódhat, hiszen 
azok gyakori törmelékes Na-tartalmú ásványa a plagioklász. 
A Ca-gazdag plagioklászkomponens feloldódásával az 
autigén albit mennyisége kevesebb lesz, mint a törmelékes 
plagioklászé volt, továbbá az átalakulási folyamatot kaiéit, 
illetve kaolinit képződése kísérheti (Lee & Lee 1998). 
Abban az esetben, ha az albit mennyisége nagyobb, mint az 
eredeti törmelékes plagioklászé lehetett (pl. póruskitöltő 
albitcement, illetve albit továbbnövekedés figyelhető meg; a 


káliföldpát albitosodott), a diagenetikus albitosodás külső 
Na-forrást igényel (van de Kamp & Leake 1996; Lee & Lee 
1998; R. Varga et al. 2005). Kontinentális környezetben 
(folyóvízi, tavi), arid-szemiarid éghajlati viszonyok mellett 
Na-tartalmú evaporitok alkothatják a Na-forrását („sós 
pórusvíz”), illetve hidrotermális oldatok hatásával magya¬ 
rázható a diagenetikus albitosodás (van de Kamp & Leake 
1996). A Na egy része az agyagásványok késői diagenetikus 
átalakulásából is származhat, ugyanis a betemetődés 
mértékének növekedésével gyakori folyamat a szmektit 
illitté vagy klorittá alakulása (Weaver 1989). Kontinentális 
környezetben (pl. talajokban) a szmektitek azonban kevés 
cserélhető Na + -iont tartalmaznak, ezért a reakciót követően 
felszabaduló Na mennyisége kevesebb, mint tengeri 
üledékek átalakulásakor (Weaver 1989; Lee & Lee 1998). 

Eredményeink alapján a Turonyi Formáció pelites 
kőzeteinek jelenlegi ásványos összetétele — a bemutatott 
általános diagenetikus modell értelmében — a száraz 
éghajlaton, alkáli tavi környezetben lejátszódó korai diage¬ 
netikus, illetve betemetődési diagenetikus folyamatok 
(albitosodás, kovásodás, illitesedés, kloritosodás) módosító 
hatását tükrözi. A Turonyi Formáció pelites kőzeteinek 
albitosodása nyílt rendszerben ment végbe, amelyre a 
káliföldpát albitosodása és az albit továbbnövekedés utal. A 
formáció törmelékes-karbonátos rétegsorába települő 
vulkánit nagy Na 2 0-tartalma (4,9%) alapján már Fazekas 
(in Barabásné Stuhl 1988) is kis mértékű Na-behozatalt 
feltételezett, azonban további következtetéseket nem tett. A 
jellegzetes kőzettani bélyegeket (albitosodás, kloritosodás, 
kovásodás, szericitesedés) nem egymással szorosan össze¬ 
függő diagenetikus folyamatokkal, hanem a vulkánitok idős 
korával próbálta megmagyarázni. Véleménye szerint ezért 
ezek a savanyú vulkánitok nem azonosíthatók az alsó-permi 
Gyűrűfűi Riolit lávakőzeteivel, illetve piroklasztitjaival, ezt 
azonban mintahiány miatt már nem lehet ellenőrizni. 

Metamorfózis 

A megnyúlt, irányítottan elhelyezkedő, átkristályosodott 
Qp szemcsék, a hosszútávon rendezetlen fázisok teljes 
hiánya, továbbá a vizsgált pelitekben az illit kristályossági 
foka (átlagosan 0,35 °20) a Turonyi Formáció kőzeteinek 
nagyon kisfokú metamorf átalakulását jelzik. Annak 
ellenére, hogy a Turonyi Formáció korábbi elnevezése 
Szalántai Homokkőpala Formáció volt, Barabásné Stuhl 
(1988) a réteglapok menti jó elválást, a szericites, „selymes” 
megjelenést egyszerűen a nyugodt üledékképződéssel (tavi 
fácies) magyarázta. Véleménye szerint az 1300,0 m-ből vett 
minta nagy vitrinit-reflexiója (R 0 =3,65%) azt jelzi, hogy a 
Turonyi Formáció — a felső-karbon Tésenyi Homokkő 
Formációval együtt — más szerkezeti egységhez tartozik, 
mint a fedőjében található Korpádi Homokkő Formáció 
(Barabásné Stuhl 1988). Ez a szemléletmód tükröződik a 
formáció litosztratigráfiai ismertetésekor (Barabásné 
Stuhl 1997; Fülöp 1994), azonban a villányi-hegységi és a 
hozzá kapcsolódó dráva-medencei területek üledékes 
karbon képződményeinek bemutatásakor Jámbor (1998) — 



18 


Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői 


részletes indoklás nélkül — Turonyi Homokkőpala For¬ 
mációt említ. 

Az illit kristályossági index és a vitrinit-reflexió 
közötti korreláció alapján az anchizóna kezdetét IC=0,42 
°20 és R 0 =2,25-3,5%, végét IC=0,25 °20 és R o =4,0-5,5% 
paraméterekkel jellemezhetjük (Weaver 1989). A korábbi 
vitrinit-reflexió adat — a bemutatott ásványtani eredmé¬ 
nyekkel együtt — így egyértelműen a Turonyi Formáció 
kőzeteinek nagyon kisfokú metamorf átalakulását tükrözi. 
A metamorfózis hatását nem szabad figyelmen kívül 
hagyni a Turonyi Formáció litológiai jellegeinek 
értelmezésekor (pl. kőzetszín, rétegzés-palásság, szeri- 
cites, „selymes” megjelenés), továbbá a kőzetek elne¬ 
vezésekor is hangsúlyozni kell. A Turonyi Formáció 
jellemzésekor ezért a metahomokkő, metaaleurolit, 
agyagpala, továbbá palás márga kifejezések használatát 
tartjuk szükségesnek. 

A Turonyi Formáció korrelációja — 
problémafelvetés 

Jelenlegi ismereteink szerint a dél-dunántúli újpaleo- 
zoos törmelékes rétegsoron belül — a bizonytalan 
rétegtani helyzetű Turonyi Formáció metapelites kőze¬ 
teihez hasonlóan — egyedül a Bodai Aleurolit Formáció 
kőzetanyaga alakult ki arid sóstavi üledékképződési 
környezetben, továbbá esett át hasonló diagenezis¬ 
történeten (Fülöp 1994; Barabás & Barabásné Stuhl 
1998; Jámbor 1998; Árkai et al. 2000; Varga et al. 2007). 
Ez összhangban van a Tu-1 fúrás első földtani dokumen¬ 
tálásakor tett rétegtani besorolással (Kassai 1976; 
Barabásné Stuhl 1988; Fülöp 1994). A két képződmény 
ásványos összetételének összehasonlítását a hiányos 
ismeretek eddig nem tették lehetővé (Fazekas 1987; 
Fazekas in Barabásné Stuhl 1988), azonban az elmúlt 
években a Bodai Aleurolit Formáció ásványtani, kőzettani 
és geokémiai jellemzéséhez kapcsolódó kutatások 
eredményei lehetővé teszik a formációk közötti össze¬ 
hasonlítást (Máthé 1998; Árkai et al. 2000; R. Varga et 
al. 2005; Varga et al. 2006). 

A Bodai Aleurolit Formáció pelites kőzeteinek ásványos 
összetételét szintén — a kvarc és a hematit mellett — a 
diagenetikus eredetű albit, az illit és a klorit határozza meg 
(Máthé 1998; Árkai et al. 2000; Varga et al. 2006). Mind a 
lehordási terület összetétele (savanyú vulkánit, kristályos 
aljzat metamorfitjai, alárendelten neutrális-bázisos vulkᬠ
nit), mind a kontinentális tavi üledékgyűjtő diagenetikus 
átalakulási folyamatai (albitosodás, illitesedés, kloritoso- 
dás) megegyeznek a Turonyi Formáció metapelites kőze¬ 
teinek vizsgálata során kapott eredményeinkkel, illetve a 
felvázolt őskörnyezeti modellel. A munkánk eredmé¬ 
nyeként rendelkezésre álló ismeretek tükrében szükségessé 
válik a két formáció elkülönítési szempontjainak ponto¬ 
sítása, illetve újraértelmezése (/. táblázat). Figyelembe véve 
Kovács (1967) és Fazekas (in Barabásné Stuhl 1988) 
megfigyeléseit, illetve saját tapasztalatainkat, Barabásné 
Stuhl (1988) szempontrendszerével ellentétben a Turonyi 


Formáció kőzetanyaga uralkodóan nem homokkő, hanem 
— a Bodai Aleurolithoz hasonlóan — pelites kőzet. A 
színárnyalatban, a rétegzésben, illetve palásságban, a 
selymes megjelenésben és a csillámtartalomban megfigyelt 
különbség egyszerűen magyarázható a Turonyi Formáció 
kőzetanyagának metamorf jellegével. A Turonyi Formᬠ
cióból előkerült — a réteglapokon dúsuló — életnyomok és 
esőcseppnyomok felfedezése szintén a metamorfózis 
következménye, hiszen általa a réteglapok mentén kiváló 
elválásává vált a kőzet. Barabásné Stuhl (1988) 
besorolásától eltérően a Bodai Aleurolit is tartalmaz 
életnyomokat, Máthé (1998) szerint különösen az aleurolit 
gazdag bioturbációra visszavezethető járatkitöltésekben. 

A bemutatott eredmények alapján a Bodai Aleurolit és a 
Turonyi Formáció kiindulási törmelékanyaga hasonló, 
azonos üledékképződési környezetben és közel azonos 
diagenetikus körülmények között keletkeztek. Megbízható 
elkülönítésükre a korábbi szempontrendszer nem alkalmas. 
A Turonyi Formáció ősmaradványai nem teszik lehetővé a 
pontos korbesorolást, továbbá a nagyon kisfokú meta¬ 
morfózis miatt a nyomfosszüiák deformációját sem zárhat¬ 
juk ki. A makroszkópos jellegzetességekre korlátozódó 
különbségek a metamorfózis következményei, ezért nem 
zárható ki az sem, hogy az első földtani dokumentálást 
(Kassai 1976; Barabásné Stuhl 1988; Fülöp 1994) 
megerősítve a Turonyi Formáció egyetlen fúrás által feltárt 
rétegsora nem más, mint a Bodai Aleurolit Formációnak 
megfelelő képződmény tektonikusán elhelyezkedő, 
metamorfizált változata. A felmerült kérdések tisztázására a 
Mecsek-Villányi zóna tektonikai felépítésének pontosítása, 
valamint az újpaleozoos törmelékes rétegsor geokémiai 
összehasonlítása szolgáltathat újabb — cáfoló vagy 
megerősítő — bizonyítékokat. 

Következtetések 

A Turonyi Formáció pelites kőzeteit elsősorban autigén 
albit, kvarc, 10 Á-ös rétegszilikátok (törmelékes és 
diagenetikus), klorit (klorit/szmektit kevert szerkezetű 
réteg szilikát), hematit; kis mennyiségben kaiéit és dolomit, 
illetve alárendelten albitosodott káliföldpát és szmektit 
alkotja. Akcesszóriaként opak ásványok (pl. pirít), turmalin, 
cirkon, monacit, rutil, apatit figyelhető meg. A törmelékes 
szemcsék kis mérete miatt a kőzettörmelék-frakció mennyi¬ 
sége alárendelt, ezért a lehordási terület kőzetösszetételét 
nem tükrözi. Az ásványos összetétel alapján azonban 
feltételezhető, hogy a Turonyi Formáció üledékkép¬ 
ződésekor a sekély tavi környezetbe a kontinentális háttér 
eróziójából döntően felzikus törmelékanyag (gneisz/gra- 
nitoid, savanyú vulkánit) szállítódott. 

A Turonyi Formáció pelites kőzeteinek jelenlegi ás¬ 
ványos összetétele a száraz éghajlaton, alkáli tavi környe¬ 
zetben lejátszódó korai diagenetikus, illetve betemetődési 
diagenetikus folyamatok (nyílt rendszerben végbement 
albitosodás, illitesedés, kloritosodás) módosító hatását 
tükrözi. A megnyúlt, irányítottan elhelyezkedő, átkristá- 




Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


19 


lyosodott polikristályos kvarc szemcsék, a hosszútávon 
rendezetlen fázisok teljes hiánya, továbbá a vizsgált 
pelitekben az illit kristályossági foka (átlagosan 0,35 °20) 
nagyon kisfokú metamorf átalakulást jeleznek. A Turonyi 
Formáció jellemzésekor ezért a metahomokkő, meta- 
aleurolit, agyagpala, továbbá palás márga kifejezések 
használatát tartjuk szükségesnek. 

A bemutatott eredmények alapján a Bodai Aleurolit és a 
Turonyi Formáció elkülönítésére a korábbi — makrosz¬ 
kópos bélyegekre épülő — szempontrendszer nem alkal¬ 
mas. A két litosztratigráfiai egység, továbbá a dél-dunántúli 
újpaleozoos képződmények részletes geokémiai össze¬ 
hasonlítását egy másik tanulmányban kívánjuk meg¬ 
valósítani. 


Köszönetnyilvánítás 

A Tu-1 fúrásból származó kőzetanyagért, a Turonyi 
Formáció kutatásával kapcsolatos dokumentációs 
anyagokért, továbbá a gondolatébresztő tanácsokért a 
szerzők (V. A. és Sz. Gy.) Barabásné Stuhl Ágnesnek és 
Barabás Andornak mondanak köszönetét. Hálával 
tartozunk Merényi Lászlónak a röntgen-pordiffrakciós 
vizsgálatok során nyújtott segítségéért. Szeretnénk 
megköszönni Máthé Zoltán, Józsa Sándor, Mikes Tamás, 
Majoros György és Pósfai Mihály — a kutatás különböző 
szakaszaiban nyújtott — segítségét és hasznos tanácsait. 

Kutatómunkánk anyagi hátterét az OTKA T 034924 
téma (témavezető: Szakmány György), továbbá az ELTE 
Doktori Iskola Földtan-Geofizika Doktori Programja 
(Kőzettani és Geokémiai Tanszék) biztosította. 


Irodalom — References 


Anjos, S. M. C., De Ros, L. F. & Silva, C. M. A. 2003: Chlorite authigenesis and porosity preservation in the Upper Cretaceous marine 
sandstones on the Santos Basin, offshore eastern Brazil. — In: Worden, R. H. & Mórád, S. (Eds): Clay Mineral Cements in 
Sandstones. — International Association of Sedimentologists Specialpublication 34, 291-316. 

Árkai, P. 1983: Very low- and low-grade Alpine régiónál metamorphism of the Paleozoic and Mesozoic formations of the Bükkium, NE- 
Hungary. — Acta Geologica Hungarica 26, 83-101. 

Árkai, P, Balogh, K., Demény, A., Fórizs, I., Nagy, G. & Máthé, Z. 2000: Composition, diagenetic and post-diagenetic alterations of 
a possible radioactive waste repository site: the Boda Albitic Claystone Formation, Southern Hungary. — Acta Geologica Hungarica 
43/4,351-378. 

Bailey, S. W. 1988: Chlorites: Structures and Crystal Chemistry. — In: Bailey, S. W. (Ed.): Hydrous Phyllosilicates (exclusive of micas). 
Reviews inMineralogy 19, 347-403. 

Barabás A. & Barabásné Stuhl Á. 1998: A Mecsek és környéke perm képződményeinek rétegtana. — In: Bérczi I. & Jámbor Á. 
(szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MÓL Rt.-MÁFI kiadvány, Budapest, 187-215. 

Barabásné Stuhl Á. 1975a: Adatok a dunántúli újpaleozoos képződmények biosztratigráfiájához.— Földtani Közlöny 105/3,320-334. 

Barabásné Stuhl, Á. 1975b: Organic and inorganic hieroglyphs from the Laté Paleozoic of Southern Hungary. — Acta Mineralogica- 
Petrographica, Szeged 22/1, 87-96. 

Barabásné Stuhl Á. 1988: A Dél-Baranyai dombság és a Villányi hegység permi képződményeinek kutatásáról készített összefoglaló 
jelentés III. fejezete a perm feküképződményeiről. — Kéziratos jelentés, MÉV Adattár (J—3278/III), 82-93. 

Barabásné Stuhl Á. 1997: Turonyi Formáció. — In: Császár G. (szerk.): Magyarország litosztratigráfiai alapegységei. MÁFI 
kiadvány, Budapest, p. 101. 

Csontos, L., Benkovics, L., Bergerat, F., Mansy, J. & Wórum, G. 2002. Tertiary deformation history from seismic section study and 
fault analysis in a former European Tethyan margin (the Mecsek-Villány area, SW Hungary).- Tectonophysics 357, 81-102. 

Eugster, H. P. & Hardie, L. A. 1978: Saline lakes. — In: Lermann, A. (Ed): Physics and Chemistry of Lakes. — Springer-Verlag, Berlin, 
237-293. 

Fazekas V. 1987: A mecseki perm és alsótriász korú törmelékes formációk ásványos összetétele. — Földtani Közlöny 117/1,11-30. 

Frey, M. & Robinson, D. 1999: Low-Grade Metamorphism. — Blackwell, Oxford, 313 p. 

Fülöp J. 1994: Magyarország geológiája. Paleozoikum II, Akadémiai Kiadó, Budapest, 332-335. 

Gold, P. B. 1987: Textures and geochemistry of authigenic albite from Miocéné sandstones, Louisiana Gulf Coast. — Journal of 
Sedimentary Petrology 57 12, 353-362. 

Jámbor Á. 1998: A Tiszai nagyszerkezeti egység karbon üledékes képződményei rétegtanának ismertetése. — In: Bérczi I. & Jámbor Á. 
(szerk.): Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana, MÓL Rt. - MÁFI kiadvány, Budapest, 173-185. 

Kassai M. 1976: A Villányi-hegység északi előterének perm képződményei. — Geologica Hungarica Series Geologica 17, 11-109. 

Kastner, M. & Siever, R. 1979: Low temperature feldspars in sedimentary rocks. — American Journal of Science 279,435^-79. 

Kovács M.-né 1967: Turony-1 sz. fúrás vázlatos rétegsora. — Kéziratos jelentés, MÉV adattár (T—8/1), Pécs, 5 p. 

Lee, J. I. & Lee, Y. I. 1998: Feldspar albitization in Cretaceous non-marine mudrocks, Gyeongsang Basin, Korea. — Sedimentology 45, 
745-754. 

Máthé Z. (szerk.) 1998: A Bodai Aleurolit Formáció minősítésének rövidtávú programja, Kutatási zárójelentés 4. kötet, Ásvány¬ 
kőzettani, kőzetgeokémiai és izotóptranszport vizsgálatok. — Kézirat, Mecsekére Környezetvédelmi Rt, Pécs, 76 p. 

McKinley, J. M., Worden, R. H. & Ruffell, A. H. 2003: Smectite in sandstones: a review of the Controls on occurrence and behaviour 
during diagenesis. — In: Worden, R. H. & Mórád, S. (Eds): Clay Mineral Cements in Sandstones. — International Association of 
Sedimentologists Special publication 34, 109-128. 



20 


Varga Andrea et al.: A Turonyi Formáció pélites kőzeteinek ásványtani és kőzettani jellemzői 


Milliken, K. L. 1989: Petrography and composition of authigenic feldspars, Oligocene Frio Formation, South Texas. — Journal of 
Sedimentary Petrology 59/3, 361-374. 

R. Varga, A., Szakmány, Gy., Raucsik, B. & Máthé, Z. 2005: Chemical composition, provenance and early diagenetic processes of 
playa laké deposits from the Boda Siltstone Formation (Upper Permian), SW Hungary. — Acta Geologica Hungarica 48/1, 49-68. 

Saigal, G. C., Mórád, S., Bjorlykke, K., Egeberg, P. K. & Aagaard, P. 1988: Diagenetic albitization of detrital K-feldspar in Jurassic, 
Lower Cretaceous, and Tertiary clastic reservoir rocks from offshore Norway, I. textures and origin. — Journal of Sedimentary 
Petrology 58/6, 1003-1013. 

van de Kamp, P. C. & Leake, B. E. 1996: Petrology, geochemistry, and Na metasomatism of Triassic-Jurassic non-marine clastic 
sediments in the Newark, Hartford, and Deerfield rift basins, northeastern USA. — Chemical Geology 133, 89-124. 

Varga A., Raucsik B., Szakmány Gy. & Máthé Z. 2006: A Bodai Aleurolit Formáció törmelékes kőzettípusainak ásványtani, kőzettani 
és geokémiai jellemzői. — Földtani Közlöny 136/2, 201-231. 

Varga, A., Szakmány, Gy., Árgyelán, T., Józsa, S., Raucsik, B. & Máthé, Z. 2007: Complex examination of the Upper Paleozoic 
siliciclastic rocks from Southern Transdanubia, SW Hungary — mineralogical, petrographic and geochemical study. — In: Arribas, 
J., Critelli, S. & Johnsson, M. J. (Eds): Sedimentary Provenance and Petrogenesis: Perspectives from Petrography and 
Geochemistry. — Geological Society of America Special Paper 420, 221-240. 

Weaver, C. E. 1989: Clays, Muds, and Shales. — Elsevier, Amsterdam, 819 p. 

Worden, R. H. & Burley, S. D. 2003: Sandstone diagenesis: the evolution of sand to stone. — In: Burley, S. D. & Worden, R. H. (Eds): 
Sandstone Diagenesis: Recent and Ancient, Blackwell Publishing, Oxford. — International Association ofSedimentologists Reprint 
series 4, 3^44. 

Worden, R. H. & Mórád, S. 2003: Clay minerals in sandstones: Controls on formation, distribution and evolution. — In: Worden, R. H. 
& Mórád, S. (Eds): Clay Mineral Cements in Sandstones. — International Association ofSedimentologists Special publication 34, 
3-41. 

Kézirat beérkezett: 2007.04. 18. 



CTöldtaüi Kfizlw) 

^SíSí Qeolo^if.a' 

138/1, 21-48., Budapest, 2008 


Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 


Császár Géza 1 , Főzy István 2 , Mizák József 3 

1 Eötvös Loránd Tudományegyetem Regionális Földtani Tanszék, 1127 Budapest Pázmány P. sétány IC 
2 Magyar Természettudományi Múzeum Őslénytára, 1083 Budapest Ludovika tér 2-6. 

3 Környezetvédelmi és Vízügyi MinisztériumBarlang- és Földtani Osztály, 1025 Budapest Szépvölgyi út 162/b 


Geological settings and the history ofthe Eperjes Hill, Olaszfalu, Bakony Mountains 


Abstract 

Sedimentology and the structural build-up of the Mesozoic sequence of the Eperjes Hill at Olaszfalu has been 
interpreted in different ways in the pást. The results of our latest research answer somé of the questions about geology, 
sedimentology and geological history of the Eperjes Hill and its adjacent areas. The major findings of the paper are 
summarized below: 

— The study gives new details about the ammonite stratigraphy of the Eperjes Hill. The presence of several new 
ammonite zones has been proven from the Kimmeridgian and Lower Tithonian, based on abundant and well-preserved 
fossil remnants. 

— The left-lateral strike-slip fault, running in a north-south direction on the middle part of the western slope of the 
Eperjes Hill separates an incomplete Jurassic sequence of slope facies (starting with the Hettangian Kardosrét Limestone 
and finishing with the Tithonian Hierlatz type Szentivánhegy Limestone) from a non-Hierlatz-type Upper Jurassic 
succession consisting of large blocks of Upper Triassic Dachstein Limestone, Lower Jurassic Kardosrét Limestone and 
Hierlatz Limestone. 

— The Middle Jurassic rifting of the Ligurian Óceán can be considered as the root cause of the mega-breccia found 
to the east of the strike-slip fault, and this is in contrast to other opinions with respect to compression and thrust faulting. 
Therefore, the breccia is classified as scarp breccia. The phenomenon can be well correlated with the mega crevasses of 
Csóka Hill at Mór, the Middle Jurassic breccias of the Wildenstein Valley of the Karavanken, and several other breccias 
of the Southern Alps and other regions of the Mediterranean. 

— Although a Middle Jurassic mátrix has nőt been found anywhere on the surface among breccia bodies there are no 
sedimentary structures in the Upper Jurassic mátrix indicates rock fali intő unconsolidated műd or on Consolidated rocks. The 
lime műd between the blocks shows characteristics of having been deposited after the formation of the breccia. This is an 
indication that the poor laté Middle Jurassic sediment supply was nőt sufficient to fill the large gaps between the giant blocks. 

— The Lókút Radiolarite of laté Middle Jurassic to early Laté Jurassic age has been shown to be present on the top of 
the Eperjes Hill in a borehole, and the extent of the Aptian Tata Limestone has been delineated eastwards. The occurrence 
of the Lókút Radiolarite in the basement alsó excludes both the olistostrome-type sedimentation and the breccia 
formation caused by nappe structure or thrust faulting. 

— There is no explanation fór the thick and complete deep water Jurassic sedimentation on the Som Hill within the 
submarine Ámos High. Further study is needed in connection with the Telegdi Roth Line which is considered as a 
horizontal and at the same time vertical displacement zone. The question alsó can be raised whether the Amos Hill was 
part of the nearby submarine high at all. 

— New data, together with somé earlier indications, proved that the Laté Jurassic somewhat lacunose sedimentation 
was followed by an ephemeral sedimentation in the Early Cretaceous and this produced a small, coral- and worm colony- 
bearing lenses as seen on the Eperjes Hill. The sedimentation became more or less continuous only by the end of the Laté 
Aptian, or perhaps at the beginning of the Early Albian. 

— The area became land during the Early Albian when the Tata Limestone (possibly together with the underlying, 
very thin and spotty Jurassic rocks) was completely eroded from the eastern continuation of the Eperjes Hill. 

— A global (at least 150 metres) eustatic sea level change which took piacé in two phases ended the formation of the 
Urgonian carbonate platform during the Laté Albian and the sedimentation continued with hemipelagic mari (Pénzeskút 
Mari Fm). 

Keywords: Triassic, Jurassic, Cretaceous, macro- and microfossils, stratigraphy, submarine high, neptunian dikes, scarp breccia, 
Transdanubian Rangé 





22 


Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 


Összefoglalás 

A tanulmány az olaszfalui Eperjes és környezete földtani felépítésével, mezozoos fejlődéstörténetével és sajátos 
üledékképződési jellegeivel kapcsolatban felmerült kérdésekre keresi a választ. Ebben korábbi ismeretek mellett 
számottevő érvet szolgáltatnak a szerzők legújabb vizsgálati eredményei is. 

A munka során kiegészítettük az Eperjes ammonitesz-rétegtani eredményeit. Irodalmi adatok, a terület három 
alapszelvényének beható vizsgálata és az egész terület alapos bejárása alapján elkészült az Eperjes mezozoos felszínét 
ábrázoló földtani térkép, és sikerült meghatározni a Tatai Mészkő Formáció keleti irányú elterjedési határát is. A Tatai 
Mészkő bázisán végzett ásványtani, illetve stabilizotóp-geokémiai vizsgálatok eredményeinek összegzése során 
gyakorlatilag kizártuk a meteorikus diagenezis, vagyis a szárazulati esemény lehetőségét. Ezt támasztja alá a kora-kréta 
efemer üledékképződést jelző korallos „féregtelep” előfordulás is. 

Eredményeink alapján az Eperjes nyugati lejtőjén húzódó közel észak-déli irányú, egy valószínűsített 
oldalelmozdulással megtört balos eltolódási vonaltól keletre eső terület megabreccsája létrejöttének kiváltó okaként a 
tágabb térségben a középső-jura idején zajló óceánképző folyamatokat jelöltük meg. A breccsát párhuzamosítottuk 
számos más dunántúli-középhegységi, illetve alpi előfordulással, és egyúttal egyértelműen vetőlábi breccsának 
minősítettünk. Jóllehet a tömbök közötti teret a vizsgált felszíni minták esetén felső-jura mátrix tölti ki, számos 
szedimentációs bélyeg utal a breccsa korábbi (középső-jura) keletkezésére. Több más lehetőség mellett a Lókúti 
Radiolarit Formációnak az Eperjes tetői részén való megjelenése önmagában is kizárja az olisztosztróma jellegű 
(takaróképződéses eredetű) breccsaképződést. 

Az olaszfalui Som-hegyen megjelenő vastag medencefáciesű jura képződmények előfordulására nem sikerült 
magyarázatot találni. Ennek kapcsán felvethető és vizsgálandó a Telegdi Roth-vonal szerepe, de az a kérdés is, hogy az 
Ámos-hátság névadó hegye részét képezte-e egyáltalán a fent nevezett hátságnak. 


Tárgyszavak: triász, jura, kréta, makro- és mikrofosszíliák, rétegtan, tengeralatti hátság, neptuni telér, vetőlábi breccsa, Dunántúli¬ 
középhegység 


Bevezetés 

A szakirodalomban Eperkés-hegy néven ismert, a hely¬ 
béliek által azonban mindig is Eperjes (esetleg Eperjes- 
hegy) névvel illetett Olaszfalu melletti domb Zirctől délre, a 


Veszprémet Győrrel összekötő 82-es főközlekedési út keleti 
oldalán, földtanilag a dunántúli-középhegységi szinklinális 
tengelyében, a Zirci-medencét délkeleti irányban lezárva 
helyezkedik el (7. ábra). A terület a mezozoikum folyamán 
a Tethys-óceánhoz tartozó tengerövben, annak egy kiemelt 




1. ábra. A kutatási terület tágabb környezetének áttekintő földtani térképe 

1 - a neogén és a kapcsolódó kvarter képződmények a felszínen, 2 - paleogén képződmények, 3 - kréta képződmények, 4 - jura képződmények, 5 - triász képződmények 
Figure 1 Geologic overview map of the broader surroundings of the study area 
1 - Neogene and its overlying Quaternary formations on the sutface, 2 - Palaeogene formations, 3 - Cretaceous formations, 4—Jurassicformations, 5 - Triassicformations 










































Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


23 


helyzetben lévő hátságperemi részét képezte. Az Eperjes 
már régóta a földtani kutatások középpontjában áll annak 
ellenére, hogy — a mészkő kivételével — hasznosítható 
ásványi nyersanyag nem található itt. A felmerült kérdések 
tisztázását elősegítendő a vizsgálatokat a Tési Agyagmárga 
Formációnál idősebb képződmények tekintetében kiterjesz¬ 
tettük keleti irányban a Tunyog-hegyig. 

A jellemzően karbonátplatform, illetve hátsági kifej - 
lődésű Eperjesen a legidősebb felszíni képződmény a felső¬ 
triász Dachsteini Mészkő Formáció. A késő-triász- 
„középső-kréta” során kisebb-nagyobb megszakításokkal 
több ütemben is folyt, változó vízmélységű, jellemzően kar¬ 
bonátos üledékképződés. A terület elsősorban ennek a héza¬ 
gos rétegsornak köszönheti a geológusok fokozott érdek¬ 
lődését. Eltekintve a tető közelében és ÉK-i előterében lévő 
egy-egy kisebb eocén folttól, továbbá a kvarter képződ¬ 
ményektől, kainozoos kőzetek kizárólag az Eperjest déli 
oldalról lezáró, jelentősebb szerkezeti vonaltól (Telegdi 
Roth-vonal) délre találhatók. 

Az Eperjes mezozoos kőzeteit három mesterségesen 
kialakított szelvény tárja fel, melyek mindegyike alapszel¬ 
vény. A feltárásokat a Knauer házaspár áldozatos munkᬠ
jának köszönhetően ma egy komplex természetvédelmi 
tanösvény köti össze, lehetőséget adva az itt élők és az erre 
kirándulók földtani, természeti ismereteinek bővítésére. 

A szakembereknek a terület iránti érdeklődését légió¬ 
ként az a körülmény tartotta fenn, hogy sajátos kifejlődése a 
közelmúltig eltérő értelmezésekre nyújtott lehetőséget mind 
szedimentációs, mind szerkezeti szempontból. Ezen belül a 
legnagyobb különbség abban mutatkozott meg, hogy a 
terület a jura és a kora-kréta idején folyamatosan tengerrel 
borított volt-e, vagy időnként szárazra is került? Jelen 
tanulmányban elsősorban erre a kérdésre kívánunk választ 
adni a két évtizede végzett, de csak részlegesen publikált 
vizsgálatok, valamint az utóbbi hat év kutatásai alapján. 

Kutatástörténeti áttekintés 

A múlt század első felének nagynevű kutatói közül a 
területet számosán említik, esetenként elemzik munkáikban 
(Taeger 1909, Wein 1934, Ifj. Noszky 1934, Telegdi Roth 
1934). Az Eperjes a geológusok érdeklődésének közép¬ 
pontjába azonban csak a 20. század második felében került. 
A képződmények első földtani térképi ábrázolása ifj. 
Noszky et al. (1957) nevéhez fűződik, majd Knauer & 
Végh (1969a, 1969b) a Bakony részletes földtani felvétele 
keretében pontosította a képződmények tagolását és elter¬ 
jedését. Az Eperjes első részletes feldolgozását — ifj. 
Noszky (1959) leírását is alapul véve — Fülöp végezte az 
1960-as években létesített mesterséges feltárások vizsgálata 
során. Ekkor elsősorban az idősebb képződményekre 
diszkordánsan települő apti crinoideás mészkő (Tatai 
Mészkő) kőzettani, őslénytani és mikrofácies-vizsgálatával 
foglalkozott, de elkészítette a szűkebb terület részletes 
földtani térképét is (Fülöp 1964b). Röviden azonban már 
ekkor említette, hogy az üledékhiányok szárazulattá válás 


miatt 3 szintben: a „dachsteini típusú liász mészkő” (ma 
Kardosréti Mészkő Formáció), a crinoideás-brachiopodás 
mészkő (ma Hierlatzi Mészkő Formáció), valamint a maim 
képződmények lerakódása után jöttek létre. A jelenséget 
„rögös feldarabolódással”, szigettengeri jelleggel magya¬ 
rázta. Telegdi Roth munkájára (1934) hivatkozva a lehet¬ 
séges okok között az utólagos oldalirányú elmozdulást is 
megemlítette. Kutatásait az idősebb képződmények szöveti 
és mikrofácies-viszonyaira vonatkozóan Konda (1970) egé¬ 
szítette ki. Fülöp (1971) szelvényén a Kardosréti Mészkő 
helyett már csak Dachsteini Mészkövet szerepeltet. 

Az olaszfalui Eperjes az egymás mellett elhelyezkedő, 
jól feltárt és könnyen megközelíthető alapszelvényeinek 
köszönhetően több szakmai konferencia szervezőit sarkallta 
a terület bemutatására, megismertetésére. Ennek köszön¬ 
hetően számos kirándulásvezetőben és más kiadványban is 
találhatunk részletes leírást vagy értékelést a területről, vagy 
egyedi feltárásokról (ifj. Noszky et al. 1957; ifj. Noszky 
1959; Fülöp 1964a, 1971; Konda 1970; Galácz & Vörös 
1972; Császár & Haas 1984; Császár 1986; Galácz 1988; 
Galácz 1989a, b; Császár & Haas 1989; Vörös & Galácz 
1992; Császár & Főzy 1994; Vörös & Galácz 1998; 
Császár et al. 2002). Ezekben a munkákban a legfontosabb 
különbség a jura üledékhézag megítélésében volt. Fülöp 
(1964a, b, 1971) a jura tenger elterjedését a jura képződ¬ 
ményeknek a maihoz hasonló keretek között, mészkő és 
dolomit partokkal határoltan képzelte el. Császár (in: 
Császár & Haas 1984) megerősíti az üledékhézagos jel¬ 
leget, anélkül, hogy minősítené azt. Az Eperjes albai kép¬ 
ződményeinek (Tési Agyagmárga Formáció és Zirci 
Mészkő Formáció) részletes rétegtani, szedimentológiai és 
ősföldrajzi viszonyairól Császár (1986) és Császár et al. 
(2002) adott áttekintést. A terület jura ősföldrajzi viszo¬ 
nyaira vonatkozó szóbeli viták hatására az 1980-as években 
került sor az Eperjes jura képződményeinek mikrofácies 
és szedimentológiai vizsgálatára (Császár et al. 1988; 
Császár (1988a, b, c). Ezekben egyebek mellett berriasi 
korszakbeli kis mértékű extenziós mozgásokat jelző 
függőleges és rétegzéssel párhuzamos hasadékkitöltésről 
számolt be. Ekkor a felső-jura képződmények feküjében 
ugyan „felismerhetetlen helyzetű” Dachsteini Mészkő 
tömbökről esett szó (Császár 1988b), mégis ezek erősen 
karsztosodott jellegére való utalás szárazra kerülést sugallt, 
mint ahogy a kirándulásvezető azon megállapítása is, hogy 
a Szentivánhegyi Mészkő Formáció a Kardosréti Mészkő és 
a Hierlatzi Mészkő foszlányaira települ (Császár 1988a). 
Császár et al. (2002) a Kardosréti Mészkővel kapcsolatban 
nagyméretű tömbök halmazáról beszél. A Hierlatzi Mész¬ 
kőnek a Kardosréti Mészkőben hasadékkitöltésként való 
előfordulására vonatkozó megfigyelés a breccsaképződés 
idejének meghatározása szempontjából fontos. A cikk — 
Galácz & Vörös (1972) a jura egészére érvényesnek 
tekintett megállapításait megerősítve — a felső-tithon-alsó- 
berriasi Szenti vánhegyi Mészkövön belüli, valamint a Tatai 
Mészkőig terjedő üledékhiányokat az időnként felerősödő 
tengeráramlatok elsodró hatásával magyarázta. Somody 
(1989) az Eperjes Tatai Mészkövében lévő brachiopodák 



24 


Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 


vizsgálata során megállapította, hogy a Szentivánhegyi 
Mészkő hasadékát kitöltő vörösbarna márgában a Tatai 
Mészkő brachiopodáinál idősebb, kora-apti alakok 
találhatók. 

A dunántúli-középhegységi jurának a mediterrán 
régióéval lényegében megegyező üledékképződési mo¬ 
delljét — Konda (1970) szinszediment breccsa modelljének 
felhasználásával — Galácz & Vörös (1972) alkotta meg. 
Ennek lényege a platform feldarabolódása, medencékre és 
tengeralatti hátságokra különülése, ezekhez idomuló 
alapvető fáciesövek (köztük szinszediment breccsa öv) 
létrejötte és fejlődési etapok meghatározása. Extenziós 
okokra visszavezethető feldarabolódásnak (a szerkezetek 
reaktiválódásának) három szintjét (liász, bajoci és 
kimmeridgei) nevezték meg. Ezek sorában csak a késő¬ 
jurában jeleznek általános aljzatemelkedést. A jurán belüli 
durvatörmelékekre elsőként Galácz (1988) használta a 
„scarp breccia” kifejezést tanulmányának absztraktjában, 
valamint az összefoglalásban, ahol általánosságban álla¬ 
pította meg, hogy a bajoci során neptuni telérek és ”scarp 
breccia” képződése, valamint a hátságok peremi részének 
süllyedése zajlott. Ebben az értelmező, értékelő jellegű 
munkájában az Eperjessel kapcsolatban szelvényrajz és más 
konkrétumok említése nélkül megállapította, hogy a felső¬ 
jura pelágikus mészkőben fluxoturbidit és átülepítéses 
eredetű közbetelepülések vannak, amelyek — értelmezése 
szerint — a széttagolódott aljzat következtében intenzíveb¬ 
bé vált helyi áramlatok hatására jöttek létre. A fenti meg¬ 
állapítással szemben az összefoglaló ábrában törmelék¬ 
folyást (debris flow) jelölt. A jura elejei platform feldara- 
bolódását, illetve továbbdarabolódását 4 fázisra tagolta, 
melyek között két jelentősebb breccsásodási szakaszt 
(bajoci és kimmeridgei-tithon) nevezett meg. A rövid 
leírásból nem teljesen világos, hogy a felsorolt különböző 
üledékképződési módok közül melyiket tekinti a 
breccsaképződés módjának. (A tanulmányban a továbbiak¬ 
ban — elfogadva Palotai Márton javaslatát — a „scarp 
breccia” kifejezés helyett a vetőlábi breccsa megjelölést 
használjuk.) Egy évvel később Galácz (1989a) a 
kirándulásvezető jura részének bevezetőjében szólt arról, 
hogy a Periadriai régióhoz kapcsolódó dunántúli-közép¬ 
hegységi triász-kora-liász karbonátplatform blokkosán 
feldarabolódott, ahol az általa seamountnak nevezett 
blokkok peremén vetőkhöz kapcsolódó „scarp breccia” jött 
létre, de az eperjesi feltárásra itt nem történt utalás. Galácz 
(1989b) az eperjesi triász és liász blokkokat szinszediment 
breccsának minősítette, megemlítve, hogy a blokkok 
némelyikén bioeróziós nyomok látszanak. 

Az eperjesi első (tithon) ammoniteszeket is tartalmazó 
rövid faunalista Weintől származik (Wein 1934). Az első 
kimmeridgei (és oxfordi?) ammoniteszeket, Vigh G. meg¬ 
határozásai nyomán, Fülöp (1964b) közölte. A területen az 
1960-as évek legelején végzett árkolások során, réteg szerint 
gyűjtött gazdag cephalopoda anyag sokáig feldolgozatlan 
maradt. Főzy a mesterségesen létesített szelvényekben 
kisebb, ellenőrző gyűjtést végzett, s a korábban gyűjtött 
cephalopoda anyagot is értékelve kéziratos jelentésben 


foglalta össze az Eperjes ammonitesz-rétegtani eredményeit 
(Főzy 1991). Manni et al. (1992) a Hosszú-árok nyugati 
végén feltárt oxfordi-tithon rétegsor crinoidea faunájából 
12 taxont írt le, köztük egy új fajt (Grammarocrinites 
bakonicus ) is. Viczián (1995) az Eperjes jura képződmé¬ 
nyei agyagásvány-tartalmának vizsgálata alapján nem talált 
szárazföldi eredetre utaló agyagásványt. Szives (2001) Tatai 
Mészkő Formációval foglalkozó doktori értekezésében az 
eperjesi ammonitesz fauna vizsgálata alapján nem zárta ki a 
képződménynek az albai emeletbe történő áthúzódását sem. 

A tágabb térség szerkezetföldtani felépítése tárgykörrel, 
benne az Eperjes körenyezetével foglalkozók köréből 
Telegdi Roth (1934), Mészáros (1983) és Sasvári (2003) 
neve érdemel kiemelést. A Telegdi Roth-vonal környezetének 
eddigi legrészletesebb elemzése Sasvári nevéhez fűződik, 
aki négy biztos és két valószínűsített szerkezetalakulási fázist 
igazolt, melyek között a legidősebb az északkelet- délnyugati 
térrövidüléssel járó késő-kréta korú, míg a jobbos eltolódás¬ 
sal járó mozgást a késő-eocénre datálja. Az Eperjes területén, 
de pontosabban meg nem jelölt helyeken mért 39 szerkezeti 
adat közül 19-hez rendelt szerkezeti jelleget. Ezek többségét 
oldaleltolódásnak, hármat biztos, egyet valószínű laposszögű 
feltolódásnak minősített. Az oldaleltolódásokat kettő kivéte¬ 
lével balosnak találta. 

A fent ismertetett eltérő szakmai megítélésnek is 
szerepe volt abban, hogy az Eperjes-hegy természetvédelmi 
szempontból is értékesnek minősült. Ezt igazolja az a tény 
is, hogy a terület 2000-ben helyi védettséget kapott Olasz¬ 
falu Község Önkormányzatától, és ugyanebben az évben a 
Magyarhoni Földtani Társulat szervezésében megtörtén¬ 
hetett a három alapszelvény rendbehozatala a Környezet- 
védelmi Minisztérium támogatásával. Szintén minisz¬ 
tériumi pályázat segítségével készült el a bányászati tevé¬ 
kenységgel érintett területek — a hegy keleti oldalán a Zirci 
Mészkőben található fejtések, valamint a Tatai Mészkőben a 
Nagy-letakarítás környezetében lévő kisebb-nagyobb fej¬ 
tések — tájrendezése. Ennek során pihenőhelyeket és tan¬ 
ösvényt alakítottak ki K. Gellai (2001a, 2001b) tervei 
alapján. 

Mizák (2002) diplomamunkájában foglalta össze és 
egészítette ki az eddigi ismereteket. Az üledékhézag-fel- 
színek vizsgálata során az eddigiektől eltérő, kora-kréta 
keletkezésű bekérgező jellegű képződményt tárt fel, és a 
felső-jura feküjében ismert megabreccsa keletkezését az 
addigi vélekedéseknél korábbi időben (késő-dogger) jelölte 
meg. Convert et al. (2006) paleomágneses mérések ered¬ 
ményeként megerősítette azt a véleményt, hogy a Dachsteini 
Mészkő és a liász (kizárólag Kardosréti Formációba 
tartozó) mészkőtömbök a Hosszú-árokban és a Nagy-leta- 
karításban megabreccsaként találhatók, melyek paleomág¬ 
neses irányai eltérnek a felső-jura és kréta rétegek irányától. 
Megállapították továbbá, hogy a kőzettömbök az északi- 
mészkő-alpokbeli geodinamikai viszonyokra emlékeztető 
módon a késő-jura-kora-kréta idején halmozódtak át. 

Palotai (2005), diplomamunkáját továbbfejlesztve 
(Palotai et al. (2006), szelvényszerű geoelektromos méré¬ 
sekkel igazolta a breccsaképződést, késő-jurabeli oliszto- 




Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


25 


sztrómának minősítve a törmelék felhalmozódási módját. 
Határozottan állástfoglaltak amellett, hogy a breccsakép- 
ződés a késő-jurában zajlott le, kijelentve, hogy „a késő-jura 
üledékképződés az áthalmozás előtt és utána is folyt”. 
Számbavette a képződési módokat, majd megállapította, 
hogy „az áthalmozódást kiváltó késő-jura tektonikai ese¬ 
mény inkább feltolódás vagy eltolódás, semmint (korábban 
feltételezett) vetőfelújulás volt”, ugyanakkor az összefog¬ 
lalásban a breccsát inkább extenziós tektonika eredmé¬ 
nyének tekintik 

Az Eperjes földtani felépítése 

A hátsági helyzetnek megfelelően a lankás, hegynek még 
magyarországi viszonylatban sem nevezhető dombot 
változatos, csaknem kizárólag középső- és felső-mezozoos 
tengeri képződmények építik fel. Közülük a felszínen — te¬ 
kintélyes üledékhézagokkal tagoltan — a legfelső-triász tria- 
sinás Dachsteini Mészkőtől a felső-albai Pénzeskúti Márga 
Formációig terjedő rétegsor egyes elemei jelennek meg. 


Az Eperjes sajátos karaktere a Dachsteini Mészkő, 
illetve részben még a Kardosréti Mészkő által is képviselt 
karbonátplatformnak a szétesését követően a jura időszak 
elején alakult ki. Az Eperjes a Tésig terjedő tengeralatti 
hátsági területnek a nyugati, peremi területét képviseli, ahol 
egy észak-déli irányú törés két oldalán a jura rendszernek 
két eltérő kifejlődése jelenik meg. A közel észak-déli irᬠ
nyú, balos horizontális elmozdulást jelező törés (2. és 3. 
ábra ) a Hosszú-árokban a nagyfeszültségű vezetéktől kissé 
nyugatra j elenik meg. 

A területen három alapszelvény értékű feltárás található. 
Az EH-1 (Hosszú-árok) tárja fel a fent említett észak-déli 
irányú eltolódási vonalat, amelytől nyugatra a kutató¬ 
árokban egy teljesebb rétegsor jelenik meg, míg ettől keletre 
a hettangi és az oxfordi rétegek között (Nagy in: Császár et 
al. 1988) csupán a Hierlatzi Mészkő hasadékkitöltő foszlányai 
ismerhetők fel. A Hosszú-árok mellett az eltolódási vonaltól 
(Császár et al. 2002) nyugatra eső részen létesített Ot-86 jelű 
fúrásban (3. és 4. ábra ) a Lókúti Radiolarittal azonosítható 
tűzköves mészkő feküjében — a Kardosréti Mészkő vissza¬ 
oldott felszínére, illetve üregébe települt 1-2, max. 10 cm 



2. ábra. Az olaszfalui Eperjes és a Tunyok-hegy közötti, kainozoos képződményektől mentes földtani térkép az általánosan elfogadott képződmény szimbólumokkal 
és a fontosabb fúrások jelével (Knauer & Végh 1969b, átdolgozva) 

További jelmagyarázat: c 01 2 = Csatkai F., S E 2 = Szőci Mészkő F., P K 2 = Pénzeskúti Márga F., *K 2 = Tési Agyagmárga F., a K 2 = Alsóperei Bauxit F., ta K 2 = Tatai Mészkő F., J 3 -Kj = Felső- 
jura-alsó-kréta képződmények, J 3 = Felső-jura képződmények, J 2 = Középső-jura képződmények, d T 3 +J 1 Vetőlábi breccsa (Dachsteini Mészkő és alsó-jura képződmények), d T 3 = 
Dachsteini Mészkő F., f T 3 = Fődolomit F., 1 — a Tatai Mészkő északkeleti irányú elterjedése a Tési Ágyagmárga fedő alatt, 2 — A felső-jura (és legalsó kréta) elterjedése a Tatai 
Mészkő, ill. Tési Agyagmárga feküjében, 3 — kibúváskontúr, 4 — képződménykontúr fedett területen, 5 — szerkezeti vonal 

Figura 2. Geological map without Cenozoic formations between Eperjes and TunyokHills, Olaszfalu viliágé (After Knauer & Végh 1969, modified and completed) 
Legend: c Ol 2 - Csatka Fm, S E 2 = Szőc Limestone Fm, P K 2 - Pénzeskút Mari Fm, 'K 2 - Tés Clay Fm, “K 2 - Alsópere Bauxite Fm, la K 2 - Tatai MészkőF., J,-K l - Upper Jurassic - Lower 
Cretaceous formations, J 3 Upper Jurassic formations J 2 Middle Jurassic formations, d T 3 +J 1 Scarp breccia (Dachstein Limestone and Lower Jurassic formations), d T 3 = Dachstein 
Limestone Fm, f T 3 Hauptdolomite, 1 — North-eastern extent ofthe Tata Limestone below the Tés Clay, 2 — extent ofthe Upper Jurassic (-Neocomian) formations below the Tata 
Limestone and Tés Clay respectively, 3 — outcrop contour, 4 — subsurface contour of formations , 5 — tectonic lines 











26 


Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 



3. ábra. Az Eperjes nyugati lejtőjének földtani térképe 
1 — felszíni kibúvás, 2 — a képződmények kvarter alatti kontúrja, 3 — a felső-jura (és 
legalsó kréta) elterjedése a Tatai Mészkő, ill. Tési Agyagmárga feküjében, 4 — a Tatai 
Mészkő északkeleti irányú elterjedése a Tési Agyagmárga fedő alatt, 5 — vető, 6 — 
Oldaleltolódás. Képződményszimbólumok: c 01 2 = Csatkai F., S E 2 = Szőci Mészkő F., Z K 2 
= Zirci Mészkő F., *K 2 = Tési Agyagmárga F., ta K 2 = Tatai Mészkő F., S J 3 -K, = 
Szentivánhegyi Mészkő a Breccsa fedőjében, J 3 = Szentivánhegyi Mészkő Szélhegyi 
Tagozata és Pálihálási Mészkő F., J 2 = Lókúti Radiolarit F. és Tölgyháti/Eplényi Mészkő 
F., d T 3 -Jj = Vetőlábi breccsa (főként Dachsteini Mészkő F. és Kardosréti Mészkő F.), d T 3 
= Dachsteini Mészkő F. 

Figure 3. Geological map of the western slope of the Eperjes Hill 
1 — surface outcrop, 2 — contour offormations below the Quaternary, 3 — extent ofthe 
Upper Jurassic (- Neocomian) formations below the Tata Limestone and Tés Clay 
respectively, 4 — North-eastern extent ofthe Tata Limestone below the Tés Clay, 5 — 
normál fault, 6 — strike slip fault. Symboles: c Ol 2 - Csatka Fm, S E 2 - Szőc Limestone 
Fm, 7 K 2 - Zirc Limestone Fm, 'K 2 - Tés Clay Fm, m K 2 - Tata Limestone Fm, 'J-K t - 
Szentivánhegy Limestone above the scarp breccia, J 3 - Szélhegy Mb ofthe Szentivánhegy 
Limestone and Pálihálás Limestone Fm, J 2 - Lókút Radiolarite Fm and Tölgyhát/Eplény 
Limestone Fm, d T 3 -J 1 - Scarp breccia (prevailingly Dachstein Limestone and Kardosrét 
Limestone Fms.), d T 3 - Dachstein Limestone Fm 

vastag, oxidos szintet (lencsét) az Ürkúti Mangánérc For¬ 
mációval azonosítottuk. Itt elsődleges kitöltésként helyen¬ 
ként világosvörös mudstone szövetű mészkő is felismerhető. 
Az elsődleges dokumentáció alapján az eltolódási vonaltól 
távolabb nyugatra, a veszprém-zirci műút mentén telepített 
két mangánkutató fúrásban (0-1,0-2), valamint a Hosszú¬ 
ároktól délre törmelékben a felszínen is megjelenik a 
középső-jura Tölgyháti és Eplényi Mészkő Formációra 


emlékeztető képződmény. Pontosabban meg nem jelölhető 
helyen, de az előzők közelében (a hegy ÉNy-i oldalán, a 
fenyvesben) mélyült a szűkebb terület legteljesebb jura 
rétegsorát feltárt 0-4 fúrás. Ebben (Fülöp kéziratos rajzának 
átértékelése alapján) fölül 8 m vastag Szentivánhegyi 
Mészkő, 7 m Pálihálási Mészkő, 14 m Lókúti Radiolarit 
települ. Alatta tektonikusnak ítélt kontaktussal 4 m középső- 
(vagy alsó-)jura (?) crinoideás mészkő és mikrites mészkő, 
majd közel 3 m mangános, vörös, gumós, crinoideás mészkő, 
következik. Az alul breccsás 4 m vastag Pisznicei Mészkő 
alatt 15 m Kardosréti Mészkövet tárt fel a fúrás. Ez azt jelenti, 
hogy a jelenlegi és egyúttal a paleolejtőn lefelé is egyre 
teljesebb a jura rétegsor. A nem típusos kifejlődésű Lókúti 
Radiolaritnak ismeretes a felszínen is néhány erősen meszes 
változata kissé délebbre, a műút közelében (3. ábra). Ebből 
fokozatos átmenettel fejlődik ki a Pálihálási Mészkő 
Formáció meszesebb, majd erősen pelites változata, amelyet 
az EH-1 árok tár fel. A rétegsort a makrofaunában gazdag 
Szélhegyi Mészkő Tagozat zárja. 

A Hosszú-ároknak az eltolódási vonaltól keletre eső 
felső felén, az előbbitől alapvetően eltérő kifejlődésű és még 
hézagosabb mészkő anyagú jura rétegsor jelenik meg ( 4. 
ábra). Itt a késő-juránál idősebb képződmények (Kardosréti 
Mészkő és a hasadékkitöltésként megjelenő Hierlatzi 
Mészkő) változatos méretű — akár több m-es — tömbjei 
közötti teret a szelvény nyugati részétől eltérő fáciesű (mik¬ 
rites alapanyagú) felső-jura mészkő tölti ki. Ezzel egyezik a 
Nagy-letakarítás (EH-2) területén megismert rétegsor is. Itt 
ugyan a megabreccsa anyaga főként a Dachsteini Mészkő, 
de az alárendelten fellépő Kardosréti Mészkő mellett a 
Hierlatzi Mészkő is megjelenik önálló tömbként (Galácz 
1989b, Mizák 2002, Palotai et al. 2006). 

A Hosszú-ároknak az ellaposodó tetői részén (ma már 
visszafedett helyzetben), és a Nagy-letakarítás területén 
is tekintélyes tengeralatti üledékhézagot követően települ 
a crinoideás Tatai Mészkő, amelynek bázisán helyenként 
erősen visszaoldott, ritkábban jó megtartási állapotú 
ammonitesz, brachiopoda, cápafog, csiga stb. őrződött 
meg, jelzéseként a hosszú ideig fennálló általános 
elsodrási, átülepítési folyamatnak. A Tatai Mészkő 
fedőjében a kora-albai szárazulati lepusztulási szakasz 
után az édes- és elegyesvízi, mocsári, tarka színű Tési 
Agyagmárga (Császár 1997) települ, amely azonban a 
felszínre sehol sem bukkan, de térképünk tartalmazza a 
régi feltárást. Jelenlétére csak a dúsabb és vízigényesebb 
vegetáció (pl. a seprűzanót), valamint a lapos térszín utal. 
A fedő fehér színű Zirci Mészkő sziklái a dombtetőn és a 
domb keleti lejtőjén láthatók (EH-3 szelvény). A tetőről a 
lejtőn keleti irányban lefelé, (a rétegsorban továbbra is 
felfelé) haladva megjelennek a Pénzeskúti Márga 
Formáció glaukonitos és sárgásszürke mészmárga- 
rétegei. 

A terület összesített elvi rétegoszlopa (5. ábra) a csupán 
törmelékként előforduló, Nummulites -ben gazdag Szőci 
Mészkövet és a déli lejtőláb közelében megjelenő folyóvízi 
Csatkai Formációt is jelzi. Emellett a térszíni egyenetlen¬ 
ségekben főként lösz és néhány talajváltozat (köves-sziklás 




















Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


27 


Ot-85 


Kvarter 

Quaternary formatiom 


Szentivánhegyi Mészkő F. 
Szentivánhegy Limestone Fm 


X X X Jc 


Pálihálási Mészkő F. 
Pálihálási Mészkő Fm 


xx xx 


x x x x x 


eXxXe 


Lókúti Radiolarit F. 
Lókút Radiolaríte Fm 



Kardosréti Mészkő F, 
Kardosrét Limestone Fm 


iHierlatzi Mészkő F. (lencsék) 
\Hierlatz Limestone Fm (lenses) 


Ilii 


Ot-86 



Kvarter 

Quaternary> formatiom 
Szentivánhegyi Mészkő F. 
Szentivánhegy Limestone Fm 

Pálihálási Mészkő F. 

Páli hálás Limestone Fm 


Lókúti Radiolarit F. 

Lókút Radiolaríte Fm 


Hierlatzi Mészkő F. 

' Hierlatz Limestone Fm 


■ Úrkúti Mangánérc F. 

Úrkút Manganese Őre Fm 


Kardosréti Mészkő F. 
Kardosrét Limestone Fm 


4. ábra. Az Olaszfalu Ot-85 és az Ot-86/a fúrással 
összevontan ábrázolt Ot-86 jelű fúrás rétegoszlopa 
Figure 4. Lithologic and lithostratigraphic columns of 
the boreholes Olaszfalu Ot-85 and Ot-86 


váztalaj, rendzina, agyagbemosódásos barna erdei talaj, lejtő¬ 
hordalék talaj, antropogén talaj) bújik meg (Barczi & Vona 
in: Császár et al. 2002). 

Érdemi természetes kőzetkibukkanások csak az Eperjes 
tetején és déli lejtőjén találhatók, ezért kiemelkedő jelen¬ 
tőségük a bonyolult földtani felépítésű terület megismeré¬ 
sében az alábbiakban részletesen leírt mesterséges feltárᬠ
sokban tanulmányozható szelvényeknek van. 


Hosszú-árok (EH—1) 

A 107 m hosszú Hosszú-árok a 82-es útra merőlegesen, 
a domb nyugati lejtőjén létesült ( 6. ábra). Az árok alsó har¬ 
madában húzódó észak-déli irányú szerkezeti elem mentén 



5. ábra. Az Eperjes elvi rétegoszlopa 
(Mizák 2002 alapján) 

Figure 5. Principal columnar section of the 
Eperjes Hill with lithostratigraphic names 
(after Mizák 2002) 


— balos eltolódásnak (Császár et al. 2002, Sasvári 2003, 
Palotai et al. 2006) köszönhetően — két, eredetileg össze 
nem tartozó, eltérő kifejlődésű terület képződményei ke¬ 
rültek egymás mellé. A szelvény nyugati részén (6a ábra ) 
jelenleg feltárt legidősebb képződmény a Pálihálási Mészkő 
Formáció (/. tábla 1. fénykép), amely az ároknak a nyugati 
(alsó) végén, 23 m hosszúságban látható (a radiolarit fedő¬ 
jében). Ez típusos ammonitico rosso fáciesű: vörös, gumós, 
ammoniteszes, agyagos mészkő. A kőzetben nagyon gya¬ 
koriak a változatos méretű és alakgazdag crinoidea nyél¬ 
tagok és kelyhek (Manni et al. 1992). 

A Hosszú-árokban az árok létesítése során végzett gyűjtés 
és rétegszámozás fölülről lefelé történt. Sajnos, ennek szel¬ 
vényrajza számunkra ismeretlen, ebből adódóan a gyűjtött 
fauna pontos származási helye is. Az 1980-as években 
elvégzett szelvényezés és vékonycsiszolati mintázás alulról 


These are as followsfrom the top: Loess and scree, 
Csatka Fm, Szőc Limestone Fm, Pénzeskút Mari 
Fm, Zirc Limestone Fm, Tés Clay Fm, Tata 
Limestone Fm, Szentivánhegy Limestone Fm, 
Pálihálás Limestone Fm, Lókút Radiolaríte Fm, 
Tölgyhát/Eplény Limestone Fm, Úrkút 
Manganese Őre Fm, Hierlatz Limestone Fm, 
Kardosrét Limestone Fm with neptunian dykes, 
Dachstein Limestone Fm 

viselik. A szelvény régi számozású 28. rétegéből több mint 
170 cephalopoda maradvány került elő. A viszonylag nagy 
példány szám ellenére az anyag nehezen értékelhető. Az 
ammoniteszek kivétel nélkül héjatlanok, rendszerint 
nagyon rossz megtartásúak, visszaoldottak, töredékesek. 

A legmélyebben fekvő makrofaunás rétegek kimmeridgei 
korúnak bizonyultak. A mikropaleontológiai megfigyelé¬ 
sek és a Vigh G. által meghatározott példányok alapján való¬ 


fölfelé történt, ez látható az 6. ábrán. A makrofauna 


színűsített oxfordi kort ammoniteszekkel nem sikerült 


nagyobb mintaszámai tehát a szelvény alsó részét kép¬ 


igazolni. A legalsó (28.) rétegből előkerült Nebroditesek a 






































































































28 


Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 


6a 



6. ábra. A kutatási célból létesített EH-1 jelű Hosszú-árok földtani metszete a mintavételei helyekkel (Császár 1988a alapján) 

Jelmagyarázat a 6a ábra (és a 6b ábrán az eltolódási vonaltól nyugatra) 1 - talaj és lejtőtörmelék, 2 - Szentivánhegyi Mészkő F - Szélhegyi Tagozata, 3 - Pálihálási 
Mészkő F.; 6b ábra (az eltolódási vonaltól keletre) és 6c ábra: 1 - talaj, 2 - Szentivánhegyi Mészkő F - (saccocomás változat), 3 - Hierlatzi Mészkő F., 4 - 
Kardosréti Mészkő F. 

Figure 6. Geological cross section of the Hosszú-árok (Long Trench EH-1) with sample numbers (After Császár 1988a) 

Legend fór Figure 6a (and to the west of the strike slip fault in Figure 6b): 1 - soil and scree, 2 - Szélhegy Member of the Szentivánhegy Limestone Fm, 3 - Pálihálás 
Limestone Fm.; Figure 6b (to the east ofthe strike slip fault) and Figure 6c: 1 - soil, 2 - Szentivánhegy Limestone Fm (Saccocoma-bearing version), 3 - Hierlatz Limestone 
Fm, 4 - Kardosrét Limestone Fm. 


kimmeridgei középső részének (Strombecki és/vagy 
Divisium zóna) meglétét bizonyítják. 

A 16. réteg gazdag Pseudowaagenia cf. acanthomphalum 
(Zittel) faunája a kimmeridgei magasabb részét (Cavouri 
és/vagy Beckeri zóna) jelzi. 

A fent említett formákat kísérő fauna (, Sowerbyceras sp., 
Taramelliceras spp., Aspidoceras spp.) szintén jellegzetes 
kimmeridgei együttesként értékelhető. Leszögezhető tehát, 
hogy a szelvény alsó, mintegy húsz rétege középső- és késő- 
kimmeridgei korú. Egyes zónák megléte bizonyítható, ám a 
zónahatárok megvonása, minthogy számos réteg nem szol¬ 
gáltatott értékelhető vagy jellegzetes faunát, bizonytalan. 

A gyűjtés során törmelékből előkerült Hybonoticeras 
töredék már a fehér színű, hierlatzi jellegű kőzetből szárma¬ 
zik, ami arra utal, hogy a kimmeridgei-tithon határ a 
Pálihálási Mészkő F. és a hierlatzi típusú Szélhegyi Mészkő 
T. határa környékén (9. réteg) húzható meg. A felső 9 réteg 
gazdag Haploceras faunája (H. elimatum (Oppel) és a H. 
carachtheis (Zeuschner) alakkörbe tartozó formák), az 
alsó-tithon biztos indikátorának tekinthető. 

A törmelékből származó Hybonoticeras cf. hybonotum 
(Oppel) alapján a tithon legalsó (Hybonotum) zónája iga- 
zolhatónak látszik. A következő (Darwini Zóna) nem doku¬ 
mentálható a szelvényben. Megjegyzendő, hogy ezen utóbbi 
szint Dunántúli-középhegységben nehezen mutatható ki. 


A Pálihálási Mészkő mikrofosszüiái sorában a Glob- 
ochaete és a Saccocoma (a magyar szakirodalomban gyakran 
Lombardiaként találjuk) a leggyakoribb, helyenként kőzet¬ 
alkotó mennyiségű. Nagy I. (in: Császár et al. 1988) szerint a 
Cadosina általában ritka (C. lapidosa Vogler, C. carpathica 
Borza, C. parvula Nagy, továbbá átmeneti formák: C. 
lapidosa-carpathica Nagy, C. fibrata-lapidosa Nagy) vagy 
nagyon ritka (C. fibrata Nagy, C. malmica (Borza), C. 
carpathica-heliosphaera Nagy), mint ahogy a Stomiospha- 
era (S. moluccana Wanner) és a radiolaria is. Mindazonáltal 
a Cadosina kivételesen nagy gyakoriságban is felléphet, mint 
pl. a C. lapidosa-carpathica a 3. és 4. rétegben, vagy a C. 
parvula Nagy a 13. és 14. rétegben. Hasonlóképpen ritka az 
Axothrix malmica Nagy, amely ugyancsak nagyon gyakori a 
13. és 14. rétegben. Nagy az általa vizsgált minták közül a 
legalsót (2. minta) az oxfordi emeletbe sorolta. Mészvázú és 
agglutinált bentosz foraminifera sok mintában jelenik meg, 
de mindig kis példányszámban, mik özben plankton fora¬ 
minifera csupán egyetlen mintában volt kimutatható (14. 
réteg). Fontos megemlíteni, hogy a formáció egyik leg¬ 
jellemzőbb ősmaradványaként ismert Saccocoma a legalsó 
két mintából nem került elő. Egyetlen korall töredék a 6. 
minta rétegének vékonycsiszolatában volt felismerhető. 

Az eredeti dokumentumok (Knauer & Végh 1969a és a 
csatlakozó alapadatgyűjtemény) szerint az árok talpán a Fó- 
















Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


29 


kúti Radiolarittal azonosítható tűzköves, radiolariás mészkő 
is feltárásra került, de a karbantartó munkák során a vastag 
törmeléket nem tudtuk a kívánatos mértékig eltávolítani. A 
kutatóárok mellett telepített Olaszfalu Ot-85, Ot-86 és 
Ot-86/a fúrás (4. ábra ) a Pálihálási Formáció bázisán feltárta 
a radiolaritnak a Pálihálási Mészkő felé átmenetet mutató, 
vörös tűzkőgumót tartalmazó, mészköves kifejlődését is. 

A Hosszú-árok szelvényének nyugati részén a Pálihálási 
Mészkőre a Szentivánhegyi Mészkő hierlatzi fáciesű válto¬ 
zata, a Szélhegyi Mészkő Tagozat települ (7. tábla 2. fénykép). 
A képződmény vastagréteges-vékonypados, ősmaradvány¬ 
ban gazdag, bázisán világosvörös, crinoidea-törmelékes, 
afanerites megjelenésű. Felfelé a kőzet testszínűbe, majd 
szürkésfehérbe megy át. A Szélhegyi Mészkő keleti irányú 
elterjedésének a már említett balos eltolódási vonal szab 
határt. Makrofosszüiái között leggyakoribb a crinoidea- 
töredék, az ammonitesz, a belemnitesz és a brachiopoda. A 
biodetritusz mennyisége egy-egy rétegen belül változó, de 
összességében felfelé növekvő tendenciát mutat. A réteg¬ 
felületeken helyenként kismérvű elagyagosodás észlelhető. 
A 12. és 14. minta rétegében ÉNy-DK-i (135°-315°) csapású 
0,5-2 cm vastag, fehér vagy rózsaszínű mészkő anyagú hasa- 
dékkitöltések figyelhetők meg, amelyek anyaga megegyezik 
a Szentivánhegyi Mészkő Hosszú-árok keleti felén kibuk¬ 
kanó berriasi rétegeinek anyagával. A Hosszú-árok alsó 
részén a feltárás takarítása közben talált brachiopodákat 
Dulai Alfréd és Vörös Attila Pygope cf. diphya (von Buch), 
Pygope janitor (Pictet), Monticlarella? tetrica (Zejszner) 
fajokkal azonosította (Mizák 2002). 

A hierlatzi jellegű mészkő begyűjtött rétegei közül a 
felső hat a Semiforme Zónába sorolható. Az index alak 
ugyan nem került elő, ám a Haploceras verruciferum 
(Meneghini), a Pseudolissoceras sp. és a Simocosmoceras 
sp. együttese alapján a besorolás biztosnak látszik. 

A Simocosmoceras egy jellegzetes, erősen díszített, 
kevés lelőhelyről ismert ritka forma. Az eddig előkerült kb. 
két tucat példány legnagyobb része a lengyelországi klasz- 
szikus rogozniki feltárásból és a gerecsei Szél-hegyről 
származik. Mindkét szelvényben egy jellegzetes, az eper- 
jes-hegyi fácieshez hasonló (hierlatzi jellegű) kőzetből 
kerültek elő a példányok. Bár az ammoniteszek rendszerint 
rossz fáciesjelzők, mégis úgy tűnik, hogy a Simocosmo- 
ceras- ok azt a speciális környezetet „kedvelték”, amelyben 
a hierlatzi jellegű tithon mészkő rakódott le. Számolni kell 
azonban azzal is, hogy a kicsiny termetű Simocosmoceras- 
ok a gumós ammonitico rosso fáciesű kőzetben talán fel sem 
ismerhetők, azaz „speciálisnak” tekintett előfordulásuk 
csak látszólagos. 

A Szélhegyi Mészkő mikrofosszília tartalma nagyon 
hasonlít a Pálihálási Mészkőéhez, de Saccocoma meny- 
nyisége elmarad a Pálihálási Mészkőétől, míg a Cadosina 
mennyisége kissé nagyobb annál, és egy újabb faj [C. pulla 
(Borza)] is megjelenik. Az árok mélyszakaszának (6a 
ábra) legfelső két rétegében felszaporodnak a radiolariák 
és első alkalommal a 37. minta rétegében jelenik meg a 
Chitinoidella sp. is. A radiolariák az árok alsó szakaszának 
több rétegében mutatnak a fentivel egyező dúsulást (a 6a 


ábra számozása szerinti 3., 10. és 13. minta rétegeiben), 
miközben a 6b ábra 7-14. minta rétegeiben jelen van a 
Chitinoidella sp. is. Gradstein et al. (2004) alapján ezek a 
rétegsornak már nem is a Semiforme, hanem a Richteri 
Zónába való tartozására utalnak, ugyanis a Chitinoidella 
első megjelenése a Richteri zóna alsó határával esik 
egybe. 

A kutatóároknak az eltolódási vonaltól keletre eső 
részen (a 6b ábra 17. mintaszámtól kezdődően) a leg¬ 
gyakoribb képződmény a felszínen az egyedi tömböket 
formáló Kardosréti Mészkő, amely a szelvénynek egyúttal a 
jura időszakon belüli legidősebb (hettangi korszakbeli) 
képződménye is. Jellegzetesen fehér, szürkésfehér, esetleg 
sárgás vagy rózsaszínes árnyalatú színe, helyenként töme¬ 
gesen megjelenő 4-8 mm átmérőjű onkoidokat tartalmazó 
és kiálló, rendszertelen helyzetű tömbjei könnyen meg¬ 
különböztethetőek a szelvény többi kőzetétől (7. tábla 3. 
fénykép). A Kardosréti Mészkőben szabad szemmel fel¬ 
ismerhető a ritka brachiopoda és apró csiga metszet. 
Mellettük vékonycsiszolatban szórványosan ostracoda, 
tengerisün váztöredék, monaxon szivacstű, apró csiga és 
nodosarid bentosz foraminifera, valamint, esetenként 
„felfűzött” Globochaete telepe látható. 

A Kardosréti Mészkő tömbjeinek különböző orien¬ 
tációjú hasadékaiban, illetve apró foszlányokban, kivétele¬ 
sen réteg szerűnek tűnő településben található a Hierlatzi 
Mészkő. A Hosszú-árok keleti vége közelében, az árok 
mélypontján, egy Kardosréti Mészkőből álló tömb tetején 
sapkaként találjuk a Hierlatzi Mészkövet (7. tábla 4. 
fénykép). A nem szokványos kifejlődésű (a 49. réteg alatt 
még Saccocomá t sem tartalmazó, e fölött saccocomás) 
Szentivánhegyi Mészkő mindkettőt rátelepülő jelleggel 
öleli körül. A Hierlatzi Mészkő itteni kifejlődése világos¬ 
vörös, crinoideában gazdag, melyhez csupán néhány 
brachiopoda társul. A mikrofosszüiák között leggyakoribb a 
crinoidea és a tengerisün maradvány, legszembetűnőbbek a 
bentosz foraminiferák: Involutina liassica (Jones), nodo¬ 
sarid és trocholinid típusú formák. A Hierlatzi Mészkő 
kitöltésű hasadékok jelenlegi helyzetükben jobbára 
ÉK-DNy-i irányúak, és többnyire a függőlegeshez közel 
álló helyzetűek, de egészen lapos nyugatias dőlésűek is 
megfigyelhetőek. 

A szelvény középső szakaszán (6b ábra) — a Kardosréti 
Mészkő tömbjei között—a 19., 20., 23., 26., 30-33., 38., 41. 
mintákban üregkitöltő jelleggel, illetve a kutatóárok leg- 
keletebbi 20 m-ében (a 44. mintától kezdve) arra települve 
található a Szentivánhegyi Mészkő mikrites alapanyagú, a 
testszínűtől a sötétvörösig változó színű, makrofosszüiában 
viszonylag szegény változata. A szelvény tömböket fedő 
felső-jura képződményeiből készült vékonycsiszolatok 
ősmaradvány-eloszlását a 7. ábra szemlélteti. Közülük a 46. 
és az 52. rétegből származó minta vízszintes hasa- 
dékkitöltés, amely a berriasi emeletbe tartozik, csak úgy, 
mint az 56. és 57. réteg is. A kőzet alapvetően bioklasztos 
mikrit vagy biomikrit (biomikropát) alapanyagú. 

A kutatóároknak az eltolódási vonaltól keletre eső, 
Kardosréti Mészkő tömbök közötti szakasza többé-kevésbé 




30 


Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 


Vékcmycsiszolati vizsgálat 



1. G lobochaete 

2. Calpionella alpina 

3. C. elliptica 

4. Calp ioné Hites dadayi 

5. Calpionellopsis simpl&x 

6. Lorenziella hungarica Kn.-n. 

7. Remamella cadischiana 

8. Tintinnopsella carpathica 

9. T. longa 

10. Chitinoidella £p. 

11. Calpionella (summa) 

12. Stomiosphaera sp. 

13. S. moluccana 

14. Cadosina fuscha 

15. C. radiata 

16. C. lapidosa 

17. C. lapidosa- cai-pathica 

18. C. fibrata —lapidosa 

19. C. lapidosa ssp. 

20. C. lapidosa ssp 

21. C. sublapidosa-lapidosa 

22. C. carpathica 

23. C. carpathica-he!iosphaera 

24. C. fibrata 

25. C. malmica 

26. C. pulla 

27. C. parvula 

28. Axothrix malmica 

29. A. berriosica 

30. Cadosina (summa) 

31. reszedimemációs nyomok 

32. Radiolaria 

33. meszes bentosz Foraminifera 

34. agglutinált bentosz 
Foraminifera 

35. plankton Foraminifera 

36. Gastropoda 

37. Ammonites 

38. Qstr&eoda 

39. Brachiopoda 

40. Grinoidea 

41. Lombardia 

42. Echinoidea 


7. ábra. A Hosszú-árok folyamatos felső-jura képződményszakaszainak vékonycsiszolatos vizsgálati eredményeit szemléltető diagram a szelvény 
keleti végétől lefelé a jelölés szerint (Császár 1988a, Calpionella és Cadosina határozás: Nagy I.) 

Figure 7. Diagram showing the results of thin section studies of the continuous intervals of the Upper Jurassic formations, as indicated on the previous 
research trench Hosszú-árok from the eastern end downsters, as indicated (After Császár 1988a, Calpionella and Cadosina by I. Nagy) 


egyveretű, ahol a szegényes ősmaradványegyüttesének 
legjellemzőbb, ugyanakkor változó gyakoriságú elemei: 
radiolaria, Cadosina és részben Stomiosphaera, echino- 
dermata váztöredék, ostracoda, mészvázú bentosz forami¬ 
nifera ( Lenticulina, Spirillina, Neotrocholina ) és Globo- 
chaete. A képződmény ezen szakaszának különlegessége, 
hogy Saccocoma itt csak elvétve fordul elő (20. és 32. 
mintaszámú réteg) és plankton foraminifera is nagyon ritkán 
jelenik meg (19-20. és 30. mintaszámú réteg). A breccsa 
szakasz üregkitöltő mintáinak vizsgálati eredményeit a 7. 
ábra nem tartalmazza. All üregkitöltő minta közül Nagy I. 
(in: Császár et al. 1988) a calcisphaerulidae alapján 4 
mintát minősített oxfordinak, 1 mintát oxford-alsó-kimme- 
ridgeinek, 6 mintát nem tudott besorolni. 

A Szentivánhegyi Mészkő legfelső, közel folyamatos 
rétegsorú szakasza mikrofáciesét tekintve egyveretű, lénye¬ 
gében az előbbiekben leírtakkal egyezik, mindazonáltal 
mikrofosszüiái alapján három részre tagolható, melyeket 
esetenként az elmosási felületek is kiemelnek. A 44^18. 
mintaszámú rétegekből hiányzik a Saccocoma, vagyis ezek 


anyaga megegyezik a tömbök közötti kitöltés anyagával, 
tehát ezek nagy valószínűséggel az oxfordi emeletbe 
sorolhatók. A 49-54. mintaszámú rétegekben jelen van a 
Saccocoma , míg Tardiné Filácz E. határozása szerint (in 
Császár et al. 1988) az 55-57. mintaszámú rétegeket vagy 
nagy mennyiségű Chitinoidella (55. mintaszámú réteg), 
vagy néhány Calpionella- faj (C. alpina Lor., Calpionellites 
dadayi Knauer, Calpionellopsis simplex (Colom), 
Lorenziella hungarica (Knauer et Nagy), Tintinnopsella 
carpathica (Murg. et Fil.), I longa (Colom) jellemzi. A 
fejlődéstörténet megítélése szempontjából fontos tényező, 
hogy a rétegsor 1-2 cm vastag, jól datálható hasadék- 
kitöltéseket tartalmaz. A 46. mintaszámú rétegben Crassi- 
collaria sp. Calpionella alpina Lor., míg az 52. mintaszámú 
rétegben Calpionella alpina Lor., C. elliptica Cadish, 
Remaniella cadischiana (Colom), Tintinnopsella car¬ 
pathica (Murg. et Fil.) ismerhető fel, ami az Elliptica zóna 
jelenlétét igazolja. A bentosz foraminifera tekintetében 
csupán annyi a változás, hogy itt J. Blau (szóbeli közlés) egy 
nagytermetű, egysorkamrás, új foraminifera fajt ismert fel. 

















































































































































































































































































Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


31 


A Calpionellidae-k alapján megállapítható, hogy a 
Hosszú-ároknak mind az alsó, mind a felső szakaszában 
képviselve van az alsó-tithon felső fele (6b ábra 7-14. 
mintaszámú rétegei, illetve 6c ábra 55. mintaszámú rétege), 
miközben a szinte folyamatosnak látszó felső szakasz 
rétegsora üledékhiányos, illetve üledékelmosásos jellegű. E 
miatt az 55. és 56. mintaszámú réteg közül hiányzik a teljes 
felső-tithon (az 56-57. mintaszámú réteg berriasi — I. tábla 
5. fénykép). 

Nagy-letakarítás (EH-2) 

A Nagy-letakarítás területén, lényegében a Hosszú¬ 
ároknak a balos eltolódási vonaltól keletre eső részén 
megismert képződmények vannak a felszínen, de a Kar¬ 
dosréti Mészkő és a Hierlatzi Mészkő tömbjei csak az északi 
vége közelében fordulnak elő, míg a déli részen a Tatai 
Mészkő már túlnyomórészt a Dachsteini Mészkő tömbjeire 
települ. Az itteni felső-jura és kréta képződményeket egy 
fosszüiagyűjtési célból Fülöp által létesíttetett kutatóárok 
tárja fel (8. ábra). Ennek vékonycsiszolatos vizsgálati ered¬ 
ményeit a 9. ábra tárja elénk. 

A feltárás északi végén a felső-jura feküjét változatos 
méretű, alakú és orientációjú tömbök alkotják. A letakarítás 
középső harmadának déli részén, legalább 10 m-nyi 
hosszon, a Dachsteini Mészkő a Szentivánhegyi Mészkővel 
megegyezően látszik települni, benne ismeretlen korú, el¬ 
lentétes (meredek nyugatias) dőlésű, egyenlőtlenül lami¬ 
nált, vastag, szürkéslila hasadékkitöltéssel. Ebből a 
helyzetből kiindulva korábban arra következtettünk, hogy 
itt már a Dachsteini Mészkő is szálban áll (Császár 1988b, 
Császár et al. 1988). A vastagpados vagy tömeges kifej- 
lődésű, szürkésfehér, esetleg enyhén rózsaszínes mészkő itt 
nagyméretű kagylókat ( Paramegalodus sp., Conchodus 
sp.), valamint magános korallt és hydrozoát is tartalmaz 
(Konda 1970). Sűrű hintésben fordulnak elő bennük a 
szabad szemmel is felismerhető, Triasina nemzetségbe 
sorolható foraminiferák. A rendszerint ciklusos felépítésű 
Dachsteini Mészkőnek itt a dolomitos, algalemezes válto¬ 
zata csak ritkán figyelhető meg. A hatalmas tömbben a 


meredek, nyugatias dőlésű, lilás tónusú hasadékkitöltések 
nagymértékben nehezíthetik a képződmény valós réteg¬ 
ződésének felismerését. A feltárás déli vége közelében, egy 
kisebb árkolás mentén kalcitpettyes, korallt is tartalmazó 
triász tömböket cementáló jura kitöltések jelennek meg 
(Knauer szóbeli közlése szerint hasadékkitöltő jelleggel). 

A fenti képződmények tömbjeit, egyes helyeken szálban 
állónak látszó rétegeit a Szentivánhegyi Mészkőnek a 
Hosszú-árok keleti felében ismertetett típusa fedi 3 m 
vastagságban (8. ábra 9. réteg, II. tábla 1. fénykép). Az itteni 
rétegköteg különlegessége az a réteg, amelyben sztromato- 
litra emlékeztető hullámhegyek és keskeny árkok válto¬ 
gatják egymást (II. tábla 2. fénykép). Ezek a rétegek külö¬ 
nösen gazdagok ammonitesz kőbelekben, aptychusban és 
crinoidea töredékben. Mellettük előfordul még brachiopoda 
teknő és magános korall is. 

A Nagy-letakarítás szelvényének közepén mélyített árok 
mentén, a maim rétegsor mintegy 18 rétegre bontható (a 
mikrofácies szempontú vizsgálatokra történt szelvényezés 
során a rétegsort 13 rétegre tagoltuk). E kis szelvény felső 
nyolc rétegéből több mint 200, közepes és rossz megtartású, 
héjatlan ammonitesz került elő. A régi gyűjtési felület 
letakarításakor a jura rétegsor feküjében csak két helyütt 
bukkant elő az ismeretlen rétegzésű és településű Dach¬ 
steini Mészkő. 

A Dachsteini Mészkő feletti mintegy 10 rétegből 
utólagos, réteg szerinti gyűjtés nem történt, ám a törme¬ 
lékből előkerült viszonylag gazdag, gyakran jó megtartású, 
héjas töredékeket is tartalmazó faunából számos Tara- 
melliceras, Aspidoceras, Orthaspidoceras, Pseudowaage- 
nia, Nebrodites és Ataxioceratinae került elő. Mindezek 
alapján valószínű, hogy a néhány rétegből álló kondenzált 
rétegsor a kimmeridgei több szintjét is képviseli. 

A korábban begyűjtött legalsó (az ellentétes módon szᬠ
mozott régi 9.) rétegből egyetlen, közelebbről meg nem 
határozható Perisphinctes- féle került elő. A 8. réteg szerény 
ammonitesz anyaga azonban már lényegesen többet mond: a 
Hybonoticeras cf. hybonotum (Oppel) a kimmeridgei/titon 
határt, s alighanem a tithon legalsó (Hybonotum) zónáját 
jelzi. Az e réteg tetejéről származó „Lithacoceras ” mag- 


50 ° 230 ° 





7 l0 Öl 



12 © 


8. ábra. A Nagy-letakarítás területén létesített EH-2 jelű kutatóárok földtani metszete (Császár 1988b) 

1 - Ammonites, 2 - Aptychus, 3 - Belemnites, 4 - Brachiopoda, 5 - Crinoidea törmelék, 6 - talaj, 7 - kőzettörmelék, 8 - lemezes mészkő, 9 - kalcitpettyes mészkő 

10 - bázistörmelék crinoideás mészkő kötőanyagban, 11 - világosvörös, pados mészkő, 12 - mintaszám 

Figure 8. Geological cross section of the research trench EH-2, made in the Nagy-letakarítás (Stripe Pit), ( Császár 1988b) 

1 -Ammonites, 2 -Aptychy, 3 - Belemnites, 4 - Brachiopods, 5 - Crinoid ossicles, 6 - palaeosoil, 1 - rockfragnents, 8 - platy limestones, 9 - limestone with calcite dots, 10 
- hasal rock fragments with crinoidal limestone cement, 11 -pale red, thick-bedded limestone, 12 - sample number 



















32 


Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 



9. ábra. Az EH-2 jelű kutatóárok vékonycsiszolatos vizsgálatának eredményei (Császár 1988b, Calpionella és Cadosina határozás: Nagy I.) 

A mintaszámok megegyeznek a 8. ábrán jelöltekkel. Jelmagyarázat: 1 - Ammonites, 2 - Aptychus, 3 - Belemnites, 4 - Brachiopoda, 5 - Crinoidea törmelék, 6 - Lemezes mészkő, 7 
- Kalcitpettyes mészkő, 8 - Bázistörmelék crinoideás mészkő kötőanyagban, 9 - Világosvörös, pados mészkő, 10 - Mikrit, 11 - Mikropát, 12 - Szemcseközi pát, 13 - Másodlagos pát, 
14 - Üregkitöltő pát, 15 - Szintaxiális pát, 16 - Intraklaszt, 17 - Bioklaszt, 18 - Extraklaszt, 19 - Pellet, 20 - Ismeretlen eredetű mikropátos, pátos csomók, 21 - Kovásodás 
Figure 9. Diagram showing the results of thin section studies from the research trench EH-2 (After Császár 1988b, Calpionella and Cadosina byl Nagy) 

Sample numbers correspond to those in Figure 8. Legend: 1 -Ammonites, 2-Aptychi, 3 - Belemnites, 4 - Brachiopods, 5 - Crinoid ossicles, 6 - platy limestones, 1 - limestone with calcite dots, 
8 - basal rockfragments with crinoidal limestone cement, 9 -pale red, thick-bedded limestone, 10 - micrite, 11 - microsparite, 12 - intergranular sparite, 13 - secondary sparite, 14 - sparite, 
füling voids, 15 - syntaxial sparite, 16 - intraclast, 17 - bioclast, 18 - extraclast, 19 - pellet, 20 - microsparitic, sparitic nodules of unknown origin, 21 - silicification 


manói az Appenninek „alsó-tithonjából” írták le (Cecca et al. 
1983). 

A felső rétegek gazdag Haploceras elimatum (Oppel), 
Haploceras caractheis (Zeuschner) és Haploceras sp. 
faunája biztosan alsó-tithonnak tekinthető. A Haploceras 
verruciferum (Zittel) és a két rétegből is előkerült Semi- 
formiceras semiforme (Oppel) a Semiforme zóna meglétét 
jelzi. A 3. rétegből származó Semiformiceras cf. fallauxi 
(Oppel) már a következő (Fallauxi) zóna index alakja. 

E biosztratigráfiai szempontból rendkívül fontos néhány 
ammonitesszel együtt begyűjtött Perisphinctes- féléket 
(Ataxioceratidae div. sp.) a rendkívül rossz megtartási álla¬ 
pot és a mediterrán Perisphinctesek hiányos ismertsége 
miatt mindeddig nem sikerült közelebbről meghatározni. 

Felső-tithon ammoniteszt a fauna nem tartalmazott. A 
szelvény régi gyűjtésének anyagából azonban, „1. réteg” 
jelöléssel néhány valangini (vagy legfeljebb középső- 
hauterivi) Olcostephanus töredék és néhány kagylómarad¬ 
vány került elő. Az ősmaradványokat alighanem köz¬ 
vetlenül a Tatai Mészkő alatt települő, mintegy fél méter 
vastag töredezett, világos színű mészkőből gyűjtötték (II. 
tábla 1. és 3. fénykép). A neocom kövületek jelenléte azért is 
érdekes, mert feltételesen a valanginibe sorolt rétegeket már 
ifj. Noszky (1934) is említett a lelőhelyről. A neocomnak 
tekintett képződményt azonban később neki sem sikerült 
megtalálnia, s így a valangini rétegekkel a továbbiakban 
Fülöp (1964) már nem is számolt. 

A felső-jura rétegsor mikropaleontológiai és mikro- 
fácies szempontból alapvonásaiban megegyezik a Hosszú¬ 
árok legfelső részénél leírtakkal. A különbség, hogy itt 


fölfelé növekvő gyakoriságú a Globochaete, továbbá az a 
tény, hogy e vékony rétegsor három egységre tagolható. A 
2-5. réteget a fölfelé csökkenő gyakori ságú Axothrix malmi- 
ca jellemzi, amelyből a 3.-at Nagy I. (1988) az oxfordi 
emeletbe tartozónak minősített. Fölötte all. rétegig csupán 
a mikroszkopikus méretű gastropoda ház az egyedüli kiugró 
gyakoriságú fosszüia, míg a 12-13. rétegben megjelenik a 
Chitinoidella. Ez utóbbi adat megerősíti azt az ammonitesz 
tartalom alapján levont következtetést, hogy a rétegsorban a 
Semiforme zóna fölötti rétegtani szint is képviselve van. 
Ennél fiatalabb rétegek nyomait a fedő Tatai Mészkő bázisát 
képező bázisbreccsában (II. tábla 3. fénykép ) található 
calpionellás mészkőtörmelék őrizte meg. Ez egyebek 
mellett még C. elliptalpina Nagy faj egyedeit is tartal¬ 
mazza. Lényeges különbség azonban a Hosszú-árok felső 
részével szemben, hogy itt végig gyakori a Saccocoma, 
vagyis a bázisréteg is fiatalabb a Hosszú-árok keleti mély¬ 
gödrében feltárt rétegeknél. 

A Nagy-letakarítás északi végén, a Szentivánhegyi 
Mészkőre települten néhány 10 dm 2 -nyi területre kiterjedően 
0,5-3 cm vastag, sárgásbarna színű, féregcsövek tömegét 
tartalmazó kéreg ismerhető fel, benne elhintve Calpionella 
metszetekkel és egyéb héjtöredékkel. A kis lencsében meg¬ 
található volt még továbbá néhány microsolenid típusú korall 
(Dermoseris sp., D. Turnsek szóbeli közlése — II. tábla 4. 
fénykép ) is. Turnsek szerint ezek mindegyike ugyanabba a 
fajba tartozik. Elképzelhető, hogy faágszerű kolóniát alkot¬ 
tak, de valószínűsíthetően inkább magános korallok voltak. 
Kolosváry (1954) a hasonló korú és megjelenésű Micro- 
solena agariciformis ETALLON-ról és Microsolena rotula 






















































































































































Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


33 


(Sow)-ról közöl adatokat, az Eperjeshez viszonylag közel eső 
borzavári Páskom-tető alsó- és felső-tithon mészköveiből. 
Román et al. (1994) dél-franciaországi jura microsolenid 
kolónia vizsgálata alapján sekély vízi környezetet állapított 
meg. Santantonio et al. (1996) az Appenninek kondenzált 
jura rétegsorait vizsgálva arra a következtetésre jutott, hogy a 
microsolenid korallok mindenképpen fotikus környezetet, 
tehát viszonylag sekély vizet jeleznek. 

Az említett kéregről készült vékonycsiszolatban is jól 
láthatók a helyenként összeroppantott féregcsőhéjak, de 
Spirillina sp., Lenticulina sp., Calpionellidae, belem- 
nitesz, brachiopoda is felismerhető a kőzetben (II. tábla 5. 
fénykép). A féregcsövek kitöltése többnyire mikrites. A 
keményfelszín fekühöz közel eső részén előfordulnak 
mikrites, felső részén pelletes lencsék is, melyben 
megjelenik a kora-berriasi Calpionella alpina Lor. is (J. 
Blau határozása). A Szentivánhegyi Mészkőre települő 
kérget teljes vastagságban mutató vékonycsiszolatokban 
több keményfelszín is felismerhető. Szinte minden 
alkotórésznek van egy vékony oxidos bevonata, ami 
ugyancsak jellemző a keményfelszínekre. Előfordulnak 
továbbá a csiszolatokban mikrobiális szervezetek 
(valószínűleg baktériumok) által cementált, dűne alakú 
áramlási nyomok is. A szerpulit jellegű képződmény tehát 
az alsó-neocomba sorolható. 

A fentiek alapján megállapítható, hogy a kora- és kö¬ 
zépső-jura folyamán kialakult, tektonikailag tagolt Ámos- 
hátság (Vörös & Galácz 1998) olaszfalui részén — az 
erőteljes tengeráramlatok elsodró hatásának köszönhetően 
— a jura és a kora-kréta idején csak epizodikus üledék¬ 
képződés folyt. Mindez azt is jelentheti, hogy ezekben a 
hatalmas időtartamot felölelő kondenzált rétegsorokban 
elvileg bárhol, bármikor megőrződhetett egy-egy kisebb 
lencse vagy kéreg formájában a földtörténet egy-egy kövült 
pillanata (lásd szerpulit, vagy Somody [1989] barremi 
brachiopodás lencséje). 

A Nagy-letakarítás legfiatalabb képződménye a leme¬ 
zes, itt vörösbarna színű, brachiopoda-teknős, crinoideás 
Tatai Mészkő Formáció (8. ábra), amely újabb tekintélyes 
tengeralatti üledékhézag után követte a Szenti vánhegyi 
Mészkövet, illetve az azt kérgező neocom foszlányokat. 
Bázisán 0,5 méter vastag mészkőbreccsa (II. tábla 3. 
fénykép), míg a Dachsteini Mészkő tömbjeinek területén 
közvetlenül a brachiopoda héjtöredékes Tatai Mészkő 
települ. 

A Nagy-letakarítás déli végén (Galácz A. szíves 
közlése szerint) a Dachsteini Mészkő tömbök közötti 
bemélyedésekből (III. tábla 1. fénykép), közvetlenül a Tatai 
Mészkő alatti zsebekből apró ősmaradványokat (ammonite- 
szeket, belemniteszeket, brachiopodákat, csigákat, cápa¬ 
fogakat) tartalmazó „zsebek” anyagából egy szerény, de 
annál érdekesebb, felső-apti-alsó-albai ammoniteszfauna 
került elő: Tonohamites boldii Szives & Monks, Pro- 
tanisoceras acteon (d’Orbigny), Melchiorites melchioris 
Tietze, Beudanticeras (Pseudorbulites) cf. convergens 
Jacob, Hamites sp., Acanthoplites sp., A. aschiltaensis 
Anthula (Szives 2001, Szives & Monks 2002). 


Az eperjesi Nagy-letakarításban tehát egy rendkívül 
hézagos jura-alsó-kréta rétegsor található a triász és liász 
platform mészkő tömbök felett települő mintegy 3 méter¬ 
ben. Bizonyos, hogy egyik-másik réteg lerakódása között 
sokkal nagyobb idő telt el, mint amennyit az adott réteg 
reprezentál. 

Mizák (2002) a Tatai Mészkő bázisát vizsgálva kísér¬ 
letet tett annak kiderítésére, hogy volt-e szárazulati 
esemény a Tatai Mészkő képződése előtt. Vizsgálta a 
Nagy-letakarítás területét, a Szentivánhegyi Mészkő és a 
Tatai Mészkő közötti bázisbreccsát, valamint a Dachsteini 
Mészkő és a Tatai Mészkő közvetlen érintkezésénél az 
előbbi mélyedéseiben található bázisképződményt. A mik¬ 
roszkópos vizsgálat szerint a domináns biogén alkotó a 
crinoidea és a tengerisün töredék, de plankton és bentosz 
foraminifera, bryozoa, és szivacstű is felismerhető. A 
brachiopodák egyteknős megjelenése az egykori erős 
vízmozgatottságot jelzi. Feltűnő jelenség, hogy a bázis- 
breccsa kötőanyagában gyakori a kvarcszemcse, de a fö¬ 
lötte lévő rétegekben alig fordul elő, mint ahogy ritka a 
nehézásvány szemcse is. 

A fenti képződmények ásványos összetételének meg¬ 
határozását célzó röntgendiffrakciós vizsgálatok szerint a 
minták fő fázisa Raucsik B. és Merényi L. vizsgálatai 
szerint a kaiéit, ami mellett szmektit, kevés goethit és 
kvarc volt még kimutatható (/. és II. táblázat). A kaiéit 
kioldása után egyes mintákból nyomnyi mennyiségű illit 
és kaolinit is kimutatható volt. Kis mennyiségük miatt 
azonban ezekből érdemi következtetéseket nem lehetett 
levonni. Az alább feltüntetett számok körülbelüli 
százalékos értékként értendők. 

A minták a Nagy-letakarításról a Tatai Mészkő bázisáról 
származnak, nagyobb részüknek feküje a Dachsteini Mészkő, 
az EH-2/5 minta azonban a Szentivánhegyi Mészkő és a 
Tatai Mészkő közötti bázisbreccsából származik: 

— EH-2/1: laza, vörös agyagos, kőzettörmelékes mész- 
márga agyagosabb része; 

I. táblázat. A Tatai Mészkő bázisrétegeiből származó minták röntgen¬ 
diffrakciós vizsgálati eredményei Raucsik B. és Merényi L., (Pannon 

Egyetem) mérései nyomán 

Table I. Results of the X-ray analyses, basal beás of the Tata Limestone 

Fm, made byB. Raucsik and L. Merényi, Pannon University 


Minta 

1 

szmektit 

1 

goethit 

sziderit 

hematit 

amorf 

EH-2/1 

70 

22 

ny 

4 

9 

? 

ny 

EH-2/2 

92 

7 

ny 

ny 

9 



EH-2/3 

94 

3 

ny 

2 

9 



EH-2/5 

93 

5 

ny 

ny 

9 



EH-2/5/a 

92 

6 

ny 

ny 

9 




Az „ny” betűvel jelzett nyomnyi mennyiség fázisonként eltérő, a kimutatási 
határtól (a műszer paramétereitől, szemcsemérettől, orientációtól, átfedő 
csúcsoktól, kristályossági foktól, rácshibáktól) függő, maximum 1-2 százalékos 
értéket jelent. 

“ny” means: very small quantities, vestiges, as a maximum 1-2%. 

















34 


Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 


II. táblázat. Az I. táblázat ecetsawal kezelt mintáinak oldási 
maradékából készített felvételek eredményei Raucsik B. és Merényi 
L., (Pannon Egyetem) mérései nyomán 

Table II. Results of the X-ray analyses made from the samples ofTable I 
treated with acetic add (B. Raucsik and L. Merényi, Pannon University 


Minta 

szmektit 

kvarc 

goethit 

sziderit 

hematit 

illit+muszkovit 

amorf 

kaolinit 

EH-2/1 

57 

3 

15 

ny 

ny 

ny 

20 


EH-2/2 

66 

3 

12 

ny 

ny 

ny 

15 


EH-2/3 

23 

ny 

74 

ny 

ny 


ny 


EH-2/5 

70 

2 

18 

3 

ny 


5 


EH-2/5/a 

60 

4 

20 



ny 

15 

ny 


III. táblázat. Az eperjesi Nagy-letakarítás Tatai Mészkövének 
bázisrétegeiből származó mintákon végzett izotóparány mérések 
eredménye 

Table III. Oxygene and carbon isotopic composition from the basal beás 
of the Tata Limestone Fm, Nagy-letakarítás (Stripe Pit, Eperjes Hill 


Minta 

5 i3 C v pdb 

§ ' S 0v-PDB 

5 18 0v-SM0W 

EH 2/3/1 

0,36 

368 

27,12 

EH-2/3/2 

0,61 

-3,57 

27,23 

EH 2/5/1 

1,20 

2,59 

28,24 

EH-2/5/2 

0,92 

-3,17 

27,65 

EH-2/5/3 

1,29 

-2,84 

27,98 


— EH-2/2: laza vörös agyagos, kőzettörmelékes 
agyagos mészkőkőzet, átlagminta; 

— EH-2/3: tömör, agyagos, sárgásbarna színű mészkő, 
átlagminta, a kalciterek nélkül; 

— EH-2/5: átlagminta a bázisbreccsa mészkő jellegű 
kötőanyagának alsó 20 cm-éből; 

— EH-2/5/a: a bázisbreccsa mészkő jellegű kötőanya¬ 
gának darabja a réteg legalsó 5 cm-éből. 

A nehézásványspektrum vizsgálatához a leválasztást a 
MÁFI Szedimentológiai Laboratóriumában Bátori M.-né, 
Hózer F.-né és Partényi Z.-né végezte. B. Árgyelán (in 
Mizák 2002) goethiten és kevés hematiton kívül más fázist 
egyetlen mintában sem talált. A goethit keletkezhet száraz¬ 


földi körülmények között laterites mállás során, de miután 
messzire el is szállítódhat, a nehézásvány frakcióban való 
szinte kizárólagos jelenlétéből forrásterület nem határoz¬ 
ható meg. Az egyéb nehézásványok teljes hiányából B. 
Árgyelán arra következtetett, hogy nagy mértékű terrigén 
behordással nem lehet számolni. 

A tengeri és szárazföldi körülmények tisztázását volt hiva¬ 
tott elősegíteni a Demény A. (MTA Geokémiai Kutatóintézet) 
által végzett O- és C-izotóp vizsgálat (III. táblázat ) is. 

A stabilizotóp-geokémiai mérések alapján Mizák 
(2002) a meteorikus diagenezist, tehát a szárazulati ese¬ 
ményt, az édesvízi vagy partközeli szedimentációt a vizsgált 
képződmények esetében kizárta. Ezt erősítették meg az 
ásványtani és mikromineralógiai vizsgálatok is. 

Tetői-szelvény (EH—3) 

A természetes sziklafallal kezdődő és mesterséges 
letakarításban folytatódó ún. Tetői- szelvény (10. ábra ) az 
Eperjes fiatal mezozoos képződményét, az erőteljesen 
karsztosodott urgon fáciesű Zirci Mészkövet tárja fel (III. 
tábla 2. fénykép). 

A formáció innen Eperkéshegyi Tagozatnak elnevezett 
alsó felét (10. ábra 0-18., 20. és 22. réteg) vastag, szür¬ 
késfehér, 10-30 m-es vízmélységben keletkezett, kőzet¬ 
alkotó mennyiségben rudista kagylóteknőket tartalmazó 
mészkőpadok alkotják (III. tábla 3. fénykép). Czabalay L. 
(in Császár 2002) meghatározása szerint közöttük túl¬ 
nyomó többségben vannak az Agriopleura fajok (A. 
marticensis (d’Orbigny), A. blumenbachi Studer), de 
alárendelten előfordul még: Toucasia carinata (Mathe- 
ron), Pseudotoucasia santanderensis (Douvillé), Requi- 
enia pellati Paquier, Eoradiolites davidsoni (Douvillé) és 
E. murgensis Tőrre is. Egyéb kagylót és csigát csak elvétve 
tartalmaz. Néhány rétegben a byssus fonállal rögzülő rudis- 
ták csokrot alkotva is megtalálhatók. Jellemző az elő¬ 
fordulásra, hogy mind a magános, mind a csokrot alkotó for¬ 
mák kibillent helyzetben vannak. A mikrofosszüiák között 
itt a leggyakoribbak a bentosz foraminiferák, ezen belül az 
Orbitolina- félék. Görög (1996) innen az alábbi fajokat 
azonosította: Orbitolina (O.) concava (Lám.), O. (M.) 
aperta Erman, O. (O.) sefini Leymerie és O. (C.) baconica 
Méhes. Viszonylag gyakori a Cuneolina sp., de előfordul 



10. ábra. Az Eperjes tetején, a sziklafaltól a háromszögelési pontig terjedő tetői (EH- 3) szelvény földtani metszete, 
a Zirci Mészkő Eperkéshegyi Tagozatával (1-18., 20., 22. réteg) és a Mesterhajagi Tagozat legelső (19a- 19c, 21. és 
22-25.) rétegeivel (Császár 1988c) 

Figure 10. Geological cross section (EH-3)between the top cliff and the trianglation point, Eperjes. ( Császár 1988c). It 
consists of the Eperkéshegy Member (1-18, 20, 22 beás) and the Mesterhajag member (19a-19c, 21 and 22-25) beás 
of the Zirc Limestone Fm 




























Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


35 


Dicyclina schlumbergeri (Mun.-Chalm.) is. Említésre 
méltó még a Floridáé alga, de csak elvétve jelenik meg a 
teljesen fragmentálódott Salpingoporella sp. 

A szelvény vége felé az Eperkéshegyi Tagozatot a 
Mesterhajagi Tagozat (10. ábra 19a-19c, 21. és 23-25. 
réteg) váltja fel, amely vékonyabb pados megjelenésű, gya¬ 
korlatilag rudistamentes. Az erősen mozgatott vizű, domi¬ 
nánsan grainstone szövetű mészkő legjellemzőbb ősma¬ 
radványai a fent már jelzett bentosz foraminiferák, külö¬ 
nösen az Orbitoliná k, amelyek itt válnak gyakorivá. 

A mészkőfal lábánál mélyített 0-12 jelű fúrás arra utal, 
hogy a Zirci Mészkő tömege mintegy 6 m-nyire besüppedve 
„úszik” a képlékeny Tési Agyagmárgában (Császár 1986). 
Ez utóbbi a Tatai Mészkő képződését követő szárazulati 
periódus utáni „középső-kréta” üledékciklus kezdő tagja. 
Messze a szelvényen kívül, a domb keleti lejtőjének alsó 
részén jelenik meg a Zirci Mészkő biodetrituszból - főként 
Echinoidea törmelékből - álló felső tagozata, a Gajavölgyi 
Mészkő, amelyet a Pénzeskúti Márga Nánai Rétegtagja követ. 

Az alap szelvények tanulmányozása alapján megálla¬ 
pítható tehát, hogy a jellegzetesen üledékhézagos, illetve 
kondenzált jura-kora-kréta üledékképződést követően a 
„középső-krétára” létrejött kiegyenlített térszínen egy víz- 
szint-ingadozásokkal jellemzett transzgressziós üledék¬ 
ciklus fejlődött ki. 

Az újraalkotott földtani térkép 

Knauer & Végh (1969a) után, az irodalmi adatok át¬ 
tekintése, az alapszelvények vizsgálata és a terület újbóli 
alapos bejárása alapján vált lehetővé és indokolttá az 
Eperjes és ahhoz kelet felé csatlakozó terület fedetlen — 
nagyobb részt kainozoikum nélküli — földtani térképének 
újraszerkesztése (2. és 3. ábra). 

A jelenlegi feltártsági viszonyok mellett még a 
Dachsteini Mészkő legjobbnak minősíthető feltárásban (az 
Eperjest északról lezáró, hozzávetőlegesen kelet-nyugati 
irányú földút déli oldalán, a jelzett vető mentén) sem 
állapítható meg teljes egyértelműséggel, hogy abban már 
valóban a szálban álló kőzet van-e feltárva. Itt a mintegy 150 
m-es NyDNy-KÉK-i irányban elnyúló folt nyugati részén, a 
Nagy-letakarítás területén észlelt, ismeretlen, talán még a 
triászba tartozó, laminált piszkoslila színű hasadékkitöltő 
mészkő nagy gyakorisággal fordul elő kisebb tömbök 
formájában a jellemzően 1 m-es, típusos Dachsteini Mészkő 
tömbök mellett. A DDK-i irányba forduló fenti foltnak a 
keleti felén a Dachsteini Mészkő mellett néhány vörös színű, 
szabad szemmel is felismerhetően saccocomás Pálihálási 
(vagy a nem típusos Szentivánhegyi) Mészkő és ismeretlen 
vörös (jura?) mészkő, továbbá szürke, aprókristályos Tatai 
Mészkő 1-2 dm-es méretű törmeléke is megtalálható. 
Valószínűleg ugyanezek a képződmények építik fel a tető 
irányába, dél felé kinyúló hátat is, bár itt csak kevés 
Dachsteini Mészkő törmeléket sikerült dokumentálni. 

A Dachsteini és Kardosréti Mészkövet makroszkóposán 
esetenként nehéz megkülönböztetni. Ha nem ismerhetők fel 


bennük a besorolás alapjául szolgáló ősmaradványok ( Tria - 
sina, Megalodus, avagy a brachiopoda) és onkoid, szabad 
szemmel nem különíthető el a két kőzettípus. Mindkét kép¬ 
ződmény blokkjai a megabreccsa jellemző elemei (Galácz 
1989b). A Nagy-letakarítás jó példa arra, hogy a két fő 
breccsaalkotó kőzet — valamint itt még a Hierlatzi Mészkő 
is — együttesen fordul elő. A Kardosréti Mészkő bizo¬ 
nyítottan csak a Hosszú-árok középső és a Nagy-letakarítás 
északi végén jelenik meg, de valószínűnek tűnik, hogy a 
térképen Dachsteini Mészkőként ábrázolt területeken 
másutt is jelen van. Szálkibúvása azonban sem a Kardosréti 
Mészkőnek, sem a Dachsteini Mészkőnek nincs, ezért 
ezeket az előfordulásokat is lejtőlábi breccsaként értel¬ 
mezzük. Az Eperjes-hegy szűkebb környezetében mélyített 
számos bauxit-, szén- és mangánkutató, valamint térképező 
fúrás közül több elérte a jura különböző szintjeit, sőt a 
Dachsteini és/vagy Kardosréti Mészkövet is, aminek segít¬ 
ségével megrajzolhatónak tűnik a folyamatos és a különbö¬ 
ző mértékben hézagos kifejlődésű jura rétegsorú területek 
határa, és kísérletet tehetünk a vetőlábi breccsa elterjedési 
területének lehatárolására is (2. és 3. ábra). 

A Dachsteini Mészkő a felszínen a Telegdi Roth- 
vonaltól északra, az Eperjestől mintegy 4 km-nyire KDK-re 
a Tunyog-hegyen, valamint 1 km-nyire délre a Boszorkány¬ 
hegyen található, (2. ábra), ahol erre — esetenként Alsó¬ 
perei Bauxit közbeiktatódásával — közvetlenül a Tési 
Agyagmárga települ. Az Eperjes és a Som-hegy környe¬ 
zetében szálban álló Dachsteini Mészkő biztosan csak az 
OB-4 (241,3-245,0 m), 0-9 (127,0-167,2 m) és az OB-12 
(167,6-200,9 m), továbbá a Boszorkány-hegyen az OB-1, 
OB-2 és OB-3 jelű fúrásban volt felismerhető. A 
Dachsteini Mészkő valószínűleg megtalálható még az 0-6 
(83-107,2 m), az 0-7 (85,5-109,6 m), az OB-7 (48,0-73,9 
m), az OB-IO (80,2-115,0 m) és talán az OB-11 
(84,0-104,6 m) fúrásban. Az utóbbiakban előfordulhat a 
Kardosréti Mészkő is, de ezt biztosan csak néhány fúrásban 
sikerült kimutatni: az Ot-85 (10,2-13,0 m), Ot-86 
(6,3-10,0 m), Ot-86a (6,55-7,3 m), 0-9 (107,2-127,0 m), 
és a két 0-11 jelű fúrás közül az ismeretlen helyzetű 0-11 
(107,0-113,5 m) fúrásban (2., 3. ábra). További, pontosab¬ 
ban meg nem határozható alsó- és középső-liász képződmé¬ 
nyeket — egyebek mellett Hierlatzi Mészkövet —- három 
fúrásban ismertünk fel: Ot-86 (6,2-6,3 m), mangánkutató 
0-1 (5,0-12,1 m), mangánkutató 0-2 (50,4- 64,8 m), de 
nem zárható ki teljes biztonsággal az 0-9 rétegsorából sem. 
Egyetlen fúrás (Ot-86a) tartalmazott mindössze 5-10 cm 
vastag érces megjelenésű mangánszintet a Kardosréti 
Mészkő egyenlőtlenül visszaoldott, mélyen tagolt felszínére 
települten (4. ábra). A toarci mangánérc szintjével 
azonosnak tekintett mangánérc és a mészkő határán szabad 
szemmel is felismerhető a mészkő piszkosfehér színétől 
elütő piszkosrózsaszínű liász mészkőkitöltés (IV. tábla 1. és 
2. fénykép). Még jobban látszik ez vékonycsiszolatban (IV. 
tábla 3. kép), ahol emellett az érc és a mészkő határán 
bioeróziós nyomok és lamináció is felismerhető. A termikus 
analízis és a röntgendiffrakciós vizsgálat szerint az érc fő 
alkotó ásványa a piroluzit (Mizák 2002). A képződmények 



36 


Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 


határán nagy nagyítással gombafonalra emlékeztető bio¬ 
eróziós nyomok ismerhetők fel. Az érc körül a mészkőben is 
megfigyelhető enyhe mangános átitatódás. 

Fülöp (1964b) liász-dogger vörös mészkövet ábrázol az 
Eperjes nyugati lejtőjéről készített térképén. Jóllehet, ebből 
a vörös agyagos mészkőből határozható makrofauna nem 
került elő, a vékonycsiszolat alapján ez a Tölgyháti Mészkő 
és a Lókúti Radiolarit közötti átmenetet képviseli. A Kis- 
gerecsei Márgának és a Tölgyháti Mészkőnek a fúrásokban 
való elkülönítését a leírások nem teszik lehetővé. Elő¬ 
fordulásuk az alábbi három fúrásban nyert igazolást: 0-1 
(0,0-5,0 m), 0-2 (47,0-50,4 m), 0-9 (55,0-88,1 m). 

A Lókúti Radiolarit nem típusos (tűzkőgumós, kovás 
mészkő formájában) egyaránt megtalálható a Hosszú-árok 
közepén megjelenő eltolódási vonaltól Ny-ra (0-4, Ot-85, 
Ot-86, Ot-86a) és K-re (0-3, 0-12) eső fúrásokban is az 
Eperjesen, valamint a szomszédos Som-hegyen (0-9 fú¬ 
rás). Az eltolódási vonaltól Ny-ra és a Som-hegyen a fedő¬ 
jében folyamatos a felső-jura rétegsor, míg az eltolódási 
vonaltól közvetlenül K-re tengeralatti üledékhézaggal 
vékony Tatai Mészkő, illetve szárazföldi üledékhézag után 
közvetlenül Tési Agyagmárga települ rá. A Pálihálási és 
Szentivánhegyi Mészkő az Eperjes Ny-i lejtőjén felszínen, 
és a környéken telepített, de pontosabban be nem 
határolható 0-11 jelű (270, 0 m-es talpú) vízfúrás, a som¬ 
hegyi 0-9 jelű fúrás, valamint az ismeretlen helyű, 113,5 m- 
es talpmélységű második 0-12 jelű fúrás tárta fel, az 
utóbbiban a Kardosréti Mészkőre települten. A Szentiván¬ 
hegyi Mészkő a neocomba csak kivételesen, számottevő 
üledékhézagot tartalmazva húzódik át mind a Hosszú¬ 
árokban, mind a Nagy-letakarításban. Jelentősebb vastag¬ 
ságú (kb. 30 m) neocom képződmény kizárólag az olasz¬ 
falui Som-hegyen őrződött meg. Az 0-9 fúrás rétegsorának 
leírása alapján litosztratigráfiai besorolása nem adható meg. 
Knauer J. szóbeli közlése szerint a 75,6 m vastag neokom- 
középső-jura rétegsor a Mogyorósdombi Mészkőtől a 
Tölgyháti Mészkőig folyamatos és teljes, amelyből azonban 
hiányzik a Lókúti Radiolarit. Érthetetlen ugyanakkor a liász 
és ezen belül különösen a Kardosréti Mészkő teljes hiánya a 
Dachsteini Mészkő fedőjében. 

A Tatai Mészkő az Eperjes-tetőtől nyugatra eső, 
bányászati tevékenységgel érintett területen és az Eperjes déli, 
délnyugati részén fordul elő, üledékhézaggal települve a 
felső-jura mészkőre, vagy a triász és alsó-liász vetőlábi brecs- 
csára, beleértve az északi részen előfordulókat is. A Tatai 
Mészkő az észak-déli irányú eltolódási vonalnak a nyugati 
oldalára is kiterjed a hegynek legalábbis a DNy-i részén, 
mik özben az 0-3 jelű fúrásból, valószínűleg tektonikai 
okokra visszavezethetően marad ki, jóllehet ez Zirci Mész¬ 
követ és Tési Agyagmárgát egyaránt harántolta, az utóbbit 
azonban redukált vastagságban. A műút két oldalán a pró¬ 
banyomatként megjelent Olaszfalu 1:25 OOO-es lap fedett és 
fedetlen változata (Knauer & Végh 1969a, 1969b) egy¬ 
másnak ellentmondóan ábrázolja a Zirci és a Tatai Formációt. 

Ma már a felszínen nem tanulmányozható, de jelentős 
elterjedésű képződmény a területen a Tési Agyagmárga. E 
kevéssé kötött, puhább kőzettípus megjelenésére követ¬ 


keztethetünk a Tatai Mészkő legmagasabb helyzetben 
előforduló kibukkanásai felett kialakult laposabb, fennsík 
jellegű térszínből, valamint a seprűzanót ( Cytisus scopa- 
rius ) kizárólag itteni felléptéből. A Tetői-szelvény szikla¬ 
falának lábánál az 0-12 jelű fúrásban (11. ábra ) a formáció 
vastagsága 33,2 m, de alsó határa tektonikus. Az Eperjes 
tetőtől északra (0-3, Ot-21) és keletre fiatalabb kréta kép¬ 
ződmények alatt több fúrás is feltárta, (pl. OB-12, Ot-22), 
de néhány a Som-hegy környékén is harántolta (0-7, 0-9, 
OB-7, OB-8, OB-IO, OB-11). Az 50-100 m vastag formᬠ
ció folyóvízi, tavi, mocsári, tengeri lagunáris fáciesű tarka 
és szürke agyag, agyagmárga, márga ciklusos váltako¬ 
zásából áll (Császár 1997). 

A kutatási területen (Eperjes, Som-hegy, Villó-hegy, 
Tunyok-hegy) a Zirci Mészkő általános elterjedésű, mind¬ 
három tagozata megtalálható (2. ábra). Az Eperjes keleti 
lejtőjén és a Villó-hegyen is a Zirci Mészkőre települten a 
felszínen is megjelenik a Pénzeskúti Márga glaukonitos 
Nánai Rétegtagja, amelynek alján közös munkánkban 
(Császár & Knauer 1997) Knauer itt a makrofaunás 
Villóhegyi Rétegtagot is elkülönítette. Ennek fedőjében 
több helyütt is felszínre bukkannak a formáció sárgásszürke 
mészmárga-rétegei. 

A Bakony földtani térképén az Eperjes-tetőtől nyugatra 
ifj. Noszky et al. (1957) „perforátás márgát” ábrázolt. Ezt a 
képződményt később senki nem említette a tetői környe¬ 
zetben. A Knauer & Végh (1969a) által szerkesztett 
térképen is csak a hegy É-i előterében került ábrázolásra. Az 
Eperjes felső, fennsík jellegű részén talajminta-vételezés 
közben, a talajban 30 cm vastag lencse alakú testet formálva 
nagy mennyiségű nagyforaminifera került elő (Mizák 
2002). Ennek szabad szemmel is jól látható részéből a 
lencse nagyságútól a 3 cm-es átmérőig terjedően kizárólag 
Nummulites perforatus (de Montfort) volt határozható. 
Kiiszapolva a talajt a Nummulites perforatus a mikro- 
faunában is gyakori volt, emellett Horváthné Kollányi 
Katalin az alábbi foraminiferákat határozta meg: Asterigeri- 
na rotula (Kaufmann), Sphaerogypsina globula (Reuss), 
Cibicides sp., Discorbis sp., amelyek alapján középső¬ 
eocén végi üledékképződés valószínűsíthető a területen 
(Kollányi 1988). Magát az ősmaradványt szolgáltató üle¬ 
déket nem sikerült megtalálni. Az Eperjes északi peremén, 
— közvetlenül a Dachsteini Mészkő kibukkanása mellett -— 
csiga kőbélben gazdag, kagylóteknő törmeléket is nagy 
mennyiségben tartalmazó, erősen porózus, homokos eocén 
mészkő 1-1,5 m-es méretű tömbjei hevernek. Knauer & 
Végh (1969b) ezt a perforátuszos Szőci Mészkő Formᬠ
cióba sorolta. Konda J. az ismeretlen helyzetű 0-11 fúrás 
dokumentációjában írt le közel 2 m vastag eocén mészkő- és 
márgatörmeléket. 

Az Eperjes, Tunyok-hegy vonulatában eocénnél fiata¬ 
labb kainozoos üledék az Olaszfalutól délre eső egyetlen 
folttól eltekintve csak fúrásból ismert, elsősorban az Eperjes 
déli előteréből. Az Ot-4 jelű fúrás 13 m-ben ütötte meg az 
oligocén Csatkai Formációba sorolható laza homokkőnek, 
tarka, szürke, homokos agyagnak leírt képződményt, 
amelyet számos további fúrás is harántolt. 



Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


37 


Hátsági terület jellegének megfelelően az Eperjes nyugati 
oldala juránál fiatalabb vetőkkel is sűrűn tagolt, és legalább 
egy oldaleltolódással is rendelkezik, de ezekre közel 
merőleges ugyancsak fiatal eltolódást is feltételezünk. Ezek 
kora — fiatalabb képződmények hiányában — az Eperjesen 
nem állapítható meg. A hegyet délről határoló Telegdi Roth- 
vonal mentén jelentős oldalelmozdulás történt. Knauer 
szerint a Telegdi Roth-vonal nem az Eperjes déli lábánál, 
hanem a Boszorkány-hegy északi lábánál húzódik (szóbeli 
közlése). A szerkezeti elemet Telegdi Roth (1935) ismerte 
fel, és mintegy 4 km-es vízszintes komponenssel jelle¬ 
mezhető jobbos oldaleltolódásnak határozta. Knauer & 
Végh (1969b) földtani térképéről 4,7 km-es oldalelmozdulás 
mérhető ki. A szerkezeti vonal névadója, Mészáros (1983) a 
jelenséget délkeletről ható kompressziós erők hatására 
kialakuló intraszarmata elágazó jobbos eltolódásnak tekin¬ 
tette. Ezzel szemben Kókay (1996) az ottnangitól máig ható, 
pontosabban nem minősített szerkezeti elemként magya¬ 
rázta. A háromdimenziós térképeken jól látható, hogy a 
Telegdi Roth-vonal egybeesik a terület legnagyobb mere- 
dekségű részével. Legújabban Sasvári (2003) diploma- 
munkájában a Telegdi Roth-vonalat is elemzi. Ennek során 
négy biztos és további kettő bizonytalan szerkezetalakulási 
fázist különített el, köztük a Telegdi Roth-vonal mentén egy 
balos és egy jobbos oldalelmozdulást ismert fel. Meg¬ 
állapította továbbá, hogy a legkorábbi kompressziós fázis a 
késő-kréta folyamán zajlott le. 

A Hosszú-árkot harántoló szerkezeti elemről Sasvári 
(2003) ugyan nem nyilatkozik, de a területen a balos 
eltolódást tartja jellemzőnek. Palotai et al. (2006) egy 
szerkezeti szempontból jelentéktelen 120-300° csapású 
vonal mentén ugyancsak balos eltolódást jelző karcokat 
mutatott ki. Az eltolódási vonal menti erősen visszaoldott 
felületű karcok — megfigyelésünk szerint — ugyancsak 
balos eltolódásra utalnak, amely mentén lejtő és hát¬ 
ságperemi kifejlődésű területek kerültek egymás mellé. 
Bonyolítja a képet, hogy a Hosszú-árok nyugati vége 
közelében az ároktól északra néhányszor 10 m 2 -nyi 
foltban újra megjennek a Dachsteini Mészkő tömbjei, 
amit egy haránt irányú balos eltolódással vélünk ma¬ 
gyarázni. Erre vonatkozó észlelési adattal azonban nem 
rendelkezünk. 


Diszkusszió 

A Dachsteini Mészkő a térségben több száz méteres 
vastagságában fejlődött ki, de az Eperjesen felszínen nagy 
valószínűséggel csak több m 3 -es tömbökből álló formában 
jelenik meg, mint ahogy a Kardosréti Mészkő is. A főként 
e két képződményből álló breccsa az Ámos-hátság nyugati 
peremén, egyúttal a nyugat felé csatlakozó Lókúti- 
medence keleti peremén foglal helyet. Ésszerűnek tűnik az 
a feltételezés, hogy a hátság és a medence kialakulása és a 
breccsa létrejötte között szoros kapcsolat van. A mega- 
breccsát tartalmazó zóna nyugati határát a Hosszú-árok 
középső részén húzódó, ÉÉNy-DDK-i csapású, túlnyomó¬ 


részt horizontális komponens által meghatározott, eltérő 
fáciesű környezeteket egymás mellé hozó, jelentős balos 
elmozdulást jelző szerkezeti elem jelöli ki (a Hosszú¬ 
árokban a nagyfeszültségű távvezeték nyugati vezetéke 
alatt). Az Ot-85 és Ot-86 jelű fúrás rétegsora ( 4. ábra ) 
egyértelműen igazolja, hogy a vonaltól Ny-ra a nagy¬ 
mértékben hézagos kifejlődésű jura rétegtani szempontból 
megfelelő sorrendben van (5. ábra), vagyis erre a területre 
már nem terjed ki a megabreccsa. A Kardosréti Mészkő 
visszaoldott felszínére részben a Hierlatzi Mészkő, 
részben közvetlenül egy mangános kéreg települ, ami a 
lókúti Hosszú-árokban tapasztaltak mintájára (Fülöp 
1971, Varga 2002) az Úrkúti Mangánérc szintjével 
azonosítható. Az ettől Ny-ra, közvetlenül a műút mellé, 
annak keleti oldalára eső 0-4 jelű mangánérckutató 
fúrásban (Knauer J. szóbeli közlése szerint Fülöp J. 
„szerkezetkutató fúrása”) a Szentivánhegyi és Pálihálási 
Mészkő alatt már 15 m vastagságban települ a Lókúti 
Radiolarit. Ez utóbbi tektonikus kontaktusban van a 
középső- (vagy alsó-)jura crinoideás mészkővel, ami alatt 
a Kardosréti Mészkő települ. A fúrás eredeti leírásában is 
szereplő tektonikus kontaktus helyes felismerését igazolja 
a fúrástól 400 méternyire délre eső egykori fejtőgödörben 
ma is fellelhető a középső-jura (Knauer & Végh 1969a, 
1969b). Ellentmondásosnak tűnik ezzel szemben a közeli 
O-l és 0-2 fúrás rétegsora. Az előbbi a műút nyugati 
oldalára esik, ahol a felszínen a fúrástól néhány méternyire 
kb. 80 m hosszúságban a Zirci Mészkő alsó tagozatának 
változatos méretű, sűrű törmeléke található. A fúrástól 
délre ugyancsak a Zirci Mészkő (alsó és középső 
tagozatának) törmelékei alkotnak foltot, miközben a fúrás¬ 
leírás szerint a 2,5 m kvarter alatt 2,5 m vastag radiolarit, 
majd liász mészkő települ. Ugyanakkor a műút keleti 
oldalára eső 0-2 jelű fúrás 4 m-ig Zirci Mészkövet, majd 
47 m-ig Tési Agyagmárgát, alatta pedig Eplényi 
Mészkövet harántolt. Könnyebben értelmezhető a helyzet, 
ha feltételezzük, hogy az 0-1 és 0-2 jelű fúrás rétegsorát 
felcserélték. 

Megfelelő adatok hiányában sokkal nehezebb a breccsa- 
zóna keleti határának megvonása. A bauxitos 0-3 (= OB-6) 
jelű fúrásban a leírás alapján a Tési Agyagmárga közvet¬ 
lenül a Lókúti Radiolarit erősen mészköves változatára 
települ, az ugyancsak viszonylag közeli 0-12 fúrásban 
azonban a Tési Agyagmárga feküjében az 1,2 m vastag Tatai 
Mészkő tektonikusán érintkezik a Lókúti Radiolarittal. 
Ugyanakkor az 0-12 fúrástól mintegy 700 m-nyire keletre 
az OB-12 fúrásban, ahogy az OB-4 fúrásban is, a Tési 
Agyagmárga a Dachsteini Mészkövet fedi — mint ahogy a 
Tunyok-hegy környezetében is — azzal a különbséggel, 
hogy az utóbbi helyen esetenként Alsóperei Bauxit ikta- 
tódik közbe. Különös, hogy a som-hegyi elszigetelt maim 
folt közelében mélyített 0-9 jelű fúrásban a középső- (vagy 
alsó?-)jura települ a Dachsteini Mészkőre, miközben a 
rétegsor egésze medencefáciesű. Az OB-12 fúrás alapján 
tehát a breccsazóna nem lehet szélesebb 450 m-nél, és nem 
lehet keskenyebb, mint 43 m, ami a felszínen ma mérhető 
legnagyobb szélesség a Hosszú-árok mentén. A breccsazó- 




38 


Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 


na szélességét kb. 150 m-re becsüljük. Palotai et al. (2006) 
a breccsát egyértelműen olisztostrómának tekinti, aminek 
létrejöttét az összefoglalásban feltolódásos tektonikai 
eseményhez köt. Tekintettel arra, hogy mind az 0-3, mind 
az 0-12 fúrásban a „középső-kréta” feküjében Lókúti 
Radiolarit települ, az olisztosztróma jellegű breccsa- 
képződés feltolódásos módja kizárható, hiszen akkor a 
Lókúti Radiolaritnak is breccsaalkotónak kellene lenni. Ezt 
erősíti Sasvári (2003) azon megállapítása is, amely szerint 
a terület triász utáni fejlődéstörténetének első kompressziós 
fázisa a késő-krétára esik. A kompresszió kora-krétánál 
fiatalabb voltára utalnak a Hosszú-árok felső-jurájában 
általunk kimutatott vízszintes és függőleges hasadék- 
kitöltések is. A Palotai et al. (2006) szerint a breccsa- 
képződés eltolódásos szerkezetalakulással is létrejöhetett. 
Minthogy azonban a megabreccsazónának a nyugati határát 
a jelenleg felismerhető balos eltolódás szabja meg, ami a 
breccsaképződésnél fiatalabb, tehát ez a vonal nem állhat 
okozati összefüggésben a breccsaképződéssel. Éppen úgy 
nem lehet okozója a breccsaképződésnek a Telegdi Roth- 
vonal menti jobbos vagy balos oldalelmozdulás sem, 
minthogy Sasvári (2003) szerint az előbbi legkorábban a 
késő-eocénben, az utóbbi vagy ugyanekkor, vagy valamivel 
később következett be. A breccsatesttől keletre más felto- 
lódási vagy eltolódási vonal ugyanakkor nem ismert. A 
breccsaképződés reális lehetőségeként tehát a nagy tér¬ 
színkülönbséget okozó platform fel-, ill. továbbdarabo- 
lódása, továbbá az azt felerősítő későbbi hasadékrendszer 
marad. Palotai et al. (2006) a fentiekkel szemben a disz¬ 
kusszióban egyértelműen késő-jura extenziós tektonika 
mellett foglal állást. A töréses (vetős?) modellt a tágabb 
környezetre vonatkozóan elsőként Galácz & Vörös (1972) 
és Galácz (1988) fogalmazta meg. Az Eperjesre ezt Mizák 
(2002) alkalmazta. A sajátos breccsaképződmény legponto¬ 
sabb megnevezése a vetőlábi breccsa, vagyis a fluxotur- 
bidites, illetve allodapikus keletkezés (Galácz 1988) ilyen 
méretű tömbök esetében egyértelműen kizárható, de 
ugyanakkor a képződmény törmelékfolyásnak sem tekint¬ 
hető. 

A fentiek alapján valamelyest sikerült ugyan beszű¬ 
kíteni a vetőlábi breccsa képződődésének idejét, de pontos 
korát ezzel még nem tudtuk tisztázni, ami pedig 
legfontosabb vita tárgyként jelent meg egyik lektorunknál. 
A megoldást a legidősebb fedőüledék — esetünkben a 
tömbök közötti legidősebb üledék — korának meghatáro¬ 
zása jelenti. A vizsgálatok során Vígh G. kérdőjeles 
meghatározásától eltekintve nem szerepel ugyan a terü¬ 
lettel foglakozó irodalomban kimmeridgeinél idősebb 
ammonitesz, de ez nem szükségszerűen rögzíti a breccsa 
keletkezésének korát. Nagy (1988) a breccsa mátrixát 
jelentő mintákon végzett Cadosina-v izsgálatai alapján a 
Hosszú-árok breccsaszakaszába {6b és 6c ábra ) eső alábbi 
mintákat minősítette oxfordi emeletbe tartozónak: 19., 20., 

23., 30., 38.,. Bizonytalan besorolásúnak tekintette a 25., 

26., 33-35., 39., 47. és 51. mintát. Sajnos, nem vizsgálta a 

32., 40-45. és 49. mintát. Ezek közül a breccsát fedő 
üledéknek minősül az alábbi minták anyaga: 19., 20., 23., 


25., 26., 30., 38., 39., 40., 41., 44., 45., 49. Nem zárható ki 
tehát, hogy a Hosszú-árokban az eltolódási vonaltól keletre 
eső területen a felső-jura rétegsornak ezek a legidősebb 
képződményei, melyek jelentős részét Nagy (1988) az 
oxfordi emeletbe sorolta. Megerősíti ezt a véleményt, hogy 
közülük csupán a 20. és a 32. minta tartalmazott Saccoco- 
mát. Ezek alapján tehát joggal tételezhető fel, hogy a 
breccsaképződés ideje nem lehet oxfordinál fiatalabb. 
Hasonló a helyzet a Nagy-letakarítás esetében is. A felső¬ 
jura képződmények mindenütt a Dachsteini Mészkő és a 
Kardosréti Mészkő tömbökhöz tömörödésre visszavezet¬ 
hető hozzásimulási (beburkolási) formákat mutatnak, ami 
azt jelenti, hogy ezen üledékek képződése idején a tömbök 
már a „helyükön” voltak. Ha feltételezzük, hogy a tömbök 
behullása idején konszolidálatlan mésziszapnak is lennie 
kellett a hátságot övező aljzaton, akkor besüppedésre utaló 
behajlásokat, sőt, kipréselődési jegyeket kellett volna 
találnunk. Nem zárható ki, hogy mélyebb szintben ilyenek 
is lehetnek, de akkor azok, a fentiek alapján, nagy 
valószínűséggel már legalábbis középső-jura végi (esetleg 
oxfordi?) üledékek lehettek, amint ez már MizÁKnál (2002) 
is olvasható. Galácz & Vörös (1972) szerint a kimmerid- 
gei korszakban lezajlott töréses tektonizmus eredménye¬ 
ként alakult ki a Pálihálási Mészkő képződését eredménye¬ 
ző medencekimélyülés Galácz (1989a) szerint a maim 
elejére jelentős térszíni különbségek alakultak ki, de azok 
kialakulásának módját nem egyértelműsítette, bár sok 
mozgásformára történt utalás. Véleményünk szerint az 
ilyen jellegű, akár több köbméteres tömbökből is álló 
megabreccsa képződése a szokványosnál nagyobb mértékű 
hasadékképződés mellett jöhet létre. Ilyen nagy húzóerők 
főként a liász végén, de méginkább a doggerben működtek, 
amikor a Tethys óceáni ágai nyiladoztak. Ennek tanúi a 
késő-baj oci és késő-bath hasadékkitöltések a Vértesben 
(Fülöp et al. 1960, Galácz 1995), amelyet a részletek 
ismeretében Császár & Peregi (2001) és Ferencz (2004) 
mega-hasadékkitöltésnek minősített. Az Eperjesen az akár 
százméteres szintkülönbséget is meghaladó extenziós 
mozgások során a hátság lábánál a vetőlábi breccsa 
vastagsága a félszáz m-t is meghaladhatta. Tekintettel arra, 
hogy a Veszprém-Zirc közötti út mentén a nem típusos 
kifejlődésű Eplényi-Tölgyháti Mészkő ismert vastagsága 
alig pár méter, a nagyméretű tömbök közötti üregrendszer 
kitöltéséhez egy nagyságrenddel nagyobb üledékképződési 
ráta sem lett volna elegendő. Ezzel magyarázható, hogy az 
üregrendszer kitöltése csak a Szentivánhegyi Mészkő, 
illetve részben a Tatai Mészkő képződése idején fejeződött 
be, néhány méteres fedőüledéket képezve a megabreccsa 
fölött. Palotai et al. (2006) a geoelektromos szelvények 
értelmezése alapján feltételezi, hogy „az olisztosztróma 
kialakulása „... akár 10-15 m vastag felső-jura üledék 
lerakódása után történt”. Az Ot-85 és Ot-86 fúrásban a 
Szenti vánhegyi és Pálihálási Mészkő együttes vastagsága 7 
m. Jogosnak tűnhet ezek után csak az oxfordi korszakra, 
pláne annak egy részére 10-15 m vastag üledéket felté¬ 
telezni, ami a breccsa feküjét képezné? A fentiek fényében 
ez nem tűnik megalapozottnak. 




Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


39 


Ha értelmezni akarjuk a történteket, keresni kell a 
Tethys fejlődéstörténetében rejlő indokokat is. A Közép- 
Atlantikum középső-jurabeli kinyílásának következmé¬ 
nyeként létrejött a Liguriai-Piemonti óceáni ág, ami az 
Alpok térségében is általános tértágulásos mozgásokhoz 
vezetett. Ennek számos alpi példáját említette Ferencz 
(2004), mint pl. a Cima Campo di Luserna, vagy San 
Vigilio a Trentói- platón (Winterer et al. 1991), Monté 
Giovo a Venetói- platón (Ferrari 1982), Rocca chi Párrá 
kőfejtő Szicíliában (Pavia et al. 2002), Castillo de Focubin 
és Sierra de Reclot a spanyolországi Granada környékén 
(Winterer & Sarti 1994). Ide sorolható nem utolsósorban 
a Móri óriás-hasadékrendszer (Császár & Peregi 2001, 
Ferencz 2004) is. Saját vizsgálatunkból (Császár & 
Dosztály 1994, Császár et al. 1998) említhetők még az 
észak-karavankai Wildensteini-vízesés völgyében a bosit- 
rás mátrixba ágyazott „rhaetoliász” tömbök is, amelyek az 
erősen hézagos keleti oldali hátság pereméről hullottak be 
a peremi részen még kissé hézagos kifejlődésű meden¬ 
cébe, ahol a késő-jura-kora-kréta idején növekvő vastag¬ 
ságú pelágikus üledék halmozódott fel. Úgy véljük, amíg 
ezzel ellentétes adatok nem merülnek fel, munka- 
hipotézisként a vetőlábi breccsa képződés idejének, 
Galácz (1995) vizsgálataira is építve, a középső-jurát, 
ezen belül elsősorban a bajoci korszakot tekintjük. 
Jelenleg egyetlen olyan jura szelvény sem ismert, ahol a 
felső-jura üledék a breccsa bázisaként nyert volna 
igazolást, különösen ehhez fogható törmelékmérettel. Az 
Eperjesen, mint láttuk, a jelenlegi lepusztulási szinten 
oxfordi és alsó-kimmeridgei üledékek vannak az 
ismeretlen vastagságú breccsatest legfelső darabjai között. 
Ezzel szemben Galácz (1988) a fenyveskúti szelvényben 
rajzosán is egyértelművé tette, hogy a Dachsteini Mészkő, 
a „sinemuri brachiopodás mészkő”, a „pliensbachi bra- 
chiopodás-ammoniteszes mészkő” és a „toarci ammonite- 
szes és középső-bajoci brachiopodás és ammoniteszes 
mészkő” m-es méretű törmelékei felső-baj oci bositrás 
mészkőbe ágyazódottan találhatók. Fektorunk mindezek 
ellenére ragaszkodott a breccsa késő-jura keletkezéséhez. 
A fentiek alapján nehezen érthető, miért nem tekinthető 
legalább annyira valós lehetőségnek a breccsa középső¬ 
jura keletkezése, mint a késő-jurának ítélt keletkezés. 

Jó ötletnek tűnt a Palotai et al. (2006) által a mega- 
breccsa képződési körülményeinek tisztázására alkalmazott 
geoelektromos fajlagos ellenállás szelvény fektetése. Nem 
teljesen világos ugyanakkor, hogy a Hosszú-árok réteg¬ 
sorának ellenőrzése céljából létesített szelvényt miért nem 
az árokhoz a lehetséges legközelebbi távolságban tele¬ 
pítették, azzal párhuzamos elrendezésben. A 20-40°-os 
eltérés nagyon megnehezíti az eredmények értelmezését, 
különös tekintettel a kutatóárkot kettéosztó, náluk B 
megjelölésű eltolódási vonalnak a helyzetére. Fehet, hogy 
ez is belejátszott abba, hogy az általunk 170-340° csapᬠ
sának mért vonal a fenti munkában 120-200° irányú vonal¬ 
ként szerepel. Nem tűnik gondmentesnek a szelvények 
értelmezése, különösen, ha a szerzők feltételezésekre kény¬ 
telenek hagyatkozni a radiolarit ellenállását, de bizonyos 


mértékig a felső-jura képződményeket illetően is. Az agyag- 
közbetelepüléses, egyébként is gumós, agyagos szerkezetű 
Pálihálási Mészkő és a vékonypados, majdnem tiszta karbo¬ 
nátból álló Szentivánhegyi Mészkő között konkrét, 
ellenőrzött mérések hiányában joggal tételezhető fel szᬠ
mottevő ellenállás-különbség. További gondot jelent a 
Hosszú-árok középső szakaszának értelmezése. Az árokban 
ugyanis alig jelenik meg mátrix a nagyméretű tömbök 
között, miközben az ellenállás-szelvényben alig mutat¬ 
koznak tömbök. Ezek alapján nem meglepő, hogy a felszíni 
szelvény és az ellenállás-szelvény egymással nem korre¬ 
lálható. Az sem tűnik érthetőnek, hogy a Nagy-letakarítás 
keleti részén, ahol az agyagfilmes, agyagközös Tatai Mész¬ 
kő települ, miért nagy az ellenállás. Az sem tudható a jelen 
helyzetben, hogy az alapvetően horizontális elmoz¬ 
dulásként szereplő legjelentősebb szerkezeti vonal mellett, 
főleg a domb nyugati alsó harmadában megismert, az 
eltolódási vonallal egyező ÉÉNy-DDK-i csapású szerkezeti 
vonalak milyen mértékben befolyásolják a vonatkozó 
képződmények ellenállását. Sokat jelenthetne, ha egyértel¬ 
műen értelmezhetőnek tekinthetnénk a mért szelvényeket. 
A Hosszú-árok keleti részén található C jelű vetőről 
tudhatjuk, hogy ha az létezik egyáltalán, a felszínre biztosan 
nem fut ki, a felszín alatt viszont csak keleti irányban vethet. 
Ugyanez vonatkozik a geoelektromos szelvénybeli B vonal¬ 
ra is, ami nem azonosítható a kutatóárokbeli B vonallal. 
Különösnek tűnik az is, hogy a Hosszú-árokhoz tartozó 
geoelektromos szelvény aljában szálkőzetként van feltün¬ 
tetve — jelentős keleties dőléssel — egy nagy ellenállású 
test, miközben a mérések egy olyan tömeget mutatnak, ami 
kelet felé és lefelé is lehatárolódik. 

Az E2 geoelektromos szelvény északi részén, a vég¬ 
ponttól kb. 7 m-nyire közepes (600-700 ohmméteres) 
ellenállást mértek a felszínen, amit felső-jura pelágikus 
mészkőként értelmeztek. Itt a mérés hitelességét ellen- 
őrzendő egy 120 cm hosszú, 100 cm széles és legnagyobb 
mélységében 80 cm mély aknát telepítettünk, (IV. tábla 4. 
fénykép ). Az aknában a talaj szint alsó részén és alatta a 
Dachsteini Mészkőnek 10-30 cm-es méretű törmelékét 
találtuk, ami alatt az akna nagyobbik részét kitöltő, keleti és 
északi irányba az aknán túlterjedő hasonló tömb aka¬ 
dályozta az akna továbbmélyítését. Az E3 szelvény nyugati 
részén végzett aknamélyítés során a vastag talaj szintben 
félméteres Dachsteini Mészkő tömbök akadályozták a 
mélyebbre jutást, igaz, itt az értelmezett szelvényben 70-80 
cm vastag törmelékzóna szerepelt, kb. 1 m-es mélységig 
terjedően. 

A Hosszú-árokbeli csapásmérés szerint a balos hori¬ 
zontális komponensű eltolódási vonal párhuzamos lefutású 
az Eperjes jelenlegi nyugati lejtőjének csapásával, ami 
közelítőleg megegyezik a jura időszaki hátság peremével. 
Erre utal a Zirc Zv-10137 jelű, szakaszos magvétellel 
mélyített vízkutató fúrás rétegsora is. A mintegy 180 m 
vastag, a középső-jurától medencefáciesű rétegsor Kardos¬ 
réti és Dachsteini Mészkövét vörös színű jobbára crinoideás 
hasadékkitöltés jellegű neptuni telérek szabdalják, amelyek 
a hátságperemi szerkezeti elemnek kora-jurabeli megnyil- 







40 


Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 


vánulásaként értékelhetők. Helyzetében és irányában lénye¬ 
gében ezzel látszik egybekapcsolódni a későbbi (juránál 
fiatalabb) eltolódási vonal is. 

A már említett blokkos széttagolódás következtében a 
Lókúti-medencétől keletre egy tengeralatti kiemelkedés, az 
Ámos-hátság (Vörös & Galácz 1998) alakult ki. A hátság 
nyugati lejtőjén, az Eperjes tetői részén, egy keskeny sávban 
— tekintélyes üledékhézag után — a Lókúti Radiolarit erő¬ 
sen meszes változata is kifejlődött 1-2 m-es vastagságban. 
Már ennek a magyarázatára is csak feltételezéseink vannak, 
de még kevésbé érthető az Eperjestől KDK-re eső Som-hegy 
alsó-krétába is átvezető jura rétegsorának szokatlanul vas¬ 
tag és folyamatosnak tűnő, medence jellegű kifejlődése. A 
kifejlődési jellegek alapján több kérdés is joggal vethető fel. 
Részét képezhette-e ez a terület az Ámos-hátságnak, vagy 
netán a hátság déli pereme ennek északi oldalán húzódott? 
Ha az utóbbit tételezzük fel, akkor az Ámos-hegy nem 
tartozhat a róla elnevezett hátsághoz. A kifejlődési jellegek 
alapján nem tűnik valószínűnek, hogy a som-hegyi jura a 
Lókúti-medencéből a hátságba bevezető jelentősebb kiter¬ 
jedésű csatorna terméke legyen. Ad abszurdum felvethető 
továbbá, hogy ha az Ot-86a fúrásban feltárt Úrkúti Man¬ 
gánérc az eplényi mangánérctelep északi folytatása, akkor a 
Telegdi Roth-vonal menti eltolódás mértéke aligha mérhető 
kilométerekben. 

A Szentivánhegyi Mészkő „hierlatzi jellegű” ősmarad¬ 
ványban gazdag változata (Szélhegyi Mészkő T.) létrejöt¬ 
tének okát az alábbiakban látjuk: a késő-jura vége felé 
folytatódott a Mellétéi óceáni ág záródása, ami a térség 
hátsági területein a tenger folytatódó sekélyebbé válását 
eredményezte. A jelentősebb hátságperemi, jobbára áram¬ 
lásárnyékos lépcsőkön gazdag életközösség jött létre, amit 
az alkalmanként felerősödő áramlatok egy lépcsővel 
lejjebbi szintre ülepítettek át (Galácz & Vörös 1972, 
Palotai et al. 2006). Ugyancsak a sekélyebbé válás 
lehetett az oka a korall tartalmú keményfelszín berriasi 
idején történt kialakulásának, és a kapcsolódó 
féregtelepek létrejöttének. 

A kora-kréta folyamán a gerecsei és a déli-bakonyi 
medence között kialakult ugyan egy enyhén tagolt, nagy 
méretű hátság, de Mizák (2002) vizsgálatai (lásd fent) 
megerősítik azt a feltételezést, hogy szárazra kerülésre az 
Eperjesen még az apti korszak folyamán sem került sor, 
amire pedig a tekintélyes üledékhézag alapján sokan 
következtettünk (pl. Fülöp 1964a, b; Knauer 1969; Knauer 
& Végh 1969; Császár & Haas 1984,1989). 

A képződmények jellegéből adódóan, és a Bakony jura 
fejlődéstörténetének ismeretében (Vörös & Galácz 1998) 
Mizák (2002) a S 18 O y . pdb értékekből feltételesen azt a 
következtetést vonta le, hogy a tengeralatti hátságokon 
lokálisan kialakulhatott olyan környezet, ahol a tengervíz 
keveredhetett meteorikus vizekkel. Ha azonban meggon¬ 
doljuk, hogy több tíz millió év óta közel s távol nem 
ismerünk még szigettengert sem, a meteorikus vizek 
eredete megmagyarázhatatlannak tűnik. Ha feltételezzük, 
hogy kisebb szigetek mégis előfordulhattak, ez akkor is csak 
jelentéktelen mértékű felhígulást jelenthetett, kiédesedésről 


m 



11. ábra. Az Olaszfalu 0-12 jelű fúrás réteg¬ 
oszlopa a lito szír atigr áfiai egységekkel 
Figure 11. Columnar section of the borehole 
Olaszfalu 0-12 with lithostratigraphic units 


vagy a tengerpart közelségéről a középső-krétáig nem 
beszélhetünk. Szárazulattá a terület csak a kora-albaiban 
vált. Ennek egyértelmű jelzője az Alsóperei Bauxit, amely¬ 
nek, bár az Eperjesről nem ismert, a Tunyok-hegy kör¬ 
nyékén több telepét is feltárták. Az 0-12 jelű fúrásban 
harántolt báziskörnyéki szárazföldi, mocsári, tavi képződ¬ 
mények kétségtelenné teszik a megelőző szárazföldi 
lepusztulást (11. ábra). 

A hemipelágikus Pénzeskúti Márga Villó-hegyi kon¬ 
denzációs bázisrétege kitűnő példájául szolgál a Stoliczkaia 
dispar zóna idején lezajlott globális léptékű eusztatikus 
tengerszintemelkedésnek (Császár 2002), amelynek mér¬ 
téke legalább 150 m-re tehető. 




































Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


41 


Következtetések 

1. Az Eperjes nyugati lejtőjének közepén húzódó közel 
észak-déli irányú balos eltolódási vonal jelenleg egy lejtő- 
fáciesű (crinoideás Pálihálási Mészkő, hierlatzi típusú 
Szentvánhegyi Mészkő), erősen hézagos jura rétegsort 
különít el egy Dachsteini Mészkő, Kardosréti Mészkő és 
Hierlatzi Mészkő tömbökből álló, felső-jura fedőjű kifej¬ 
lődési területtől. 

2. Az eltolódási vonaltól keletre eső terület mega- 
breccsája létrejöttének kiváltó okaként a tágabb térségben 
(Közép-Atlantikum és Penninikum vagy Liguriai-óceán) a 
középső-jura idején zajló óceáni aljzatképződési folya¬ 
matok jelölhetők meg, szemben a feltételezett késő-jura 
kompressziós, takaróképződési vagy eltolódásos mozgᬠ
sokkal. Ennek megfelelően a breccsa egyértelműen vetőlábi 
breccsának minősíthető (72. ábra). A jelenség párhuzamba 
állítható a fenyveskúti szelvény megabreccsájával, a móri 
Csóka-hegy óriáshasadékával, a karavankákbeli Wilden- 
steini-völgy középső-jurabeli hasonló breccsájával, továbbá 
a Déli-Alpok, sőt a tágabb Mediterráneum számos pontján 
megjelenő breccsákkal. 

3. Jóllehet középső-jura cementációt a felszínen nem 
sikerült azonosítani, a felső-jura legalsó (oxfordi) réte¬ 
geiben sem láthatók sehol olyan jellegek, amelyek azt iga¬ 
zolnák, hogy a breccsát alkotó tömbök konszolidálatlan 


Ny/W K/E 



12. ábra. Középső- és késő-jura elvi ősföldrajzi metszet az Eperjes nyugati 
részén 

Amikor nagyméretű dilatációs törések mentén a terület nyugati része mélyre zökkent. 
Ennek során óriási tömbök szakadtak le a meredek dőlésű törések mentén a kiemelt 
helyzetben maradt Ámos-hátság (?) pereméről. Úgy véljük, hogy a középső-jurában a 
nagyméretű tömbök közti helynek csak egy kisebbik részét töltötte ki a mésziszap (J 2 ), 
nagyobbik részének kitöltésére csak az oxfordi és kora-kimmeridgei folyamán (J 3 ) került 
sor. (A feltételezett középső-jurabeli kitöltést raszter jelzi.) Egyéb képződmények: M, - 
Hierlatzi Mészkő F., kl J 1 - Kardosréti Mészkő F., d T 3 - Dachsteini Mészkő F. 

Figure 12. Middle and Laté Jurassic hypotetical palaeogeographic section on the 
western slope of the Eperjes Hill 

Showing the sudden subsidence of the western part of the Ámos High (?) generating the 
formádon of the scarp breccia. The space between the big blocks supposed to be füled partially 
in the Middle Jurassic (J 2 ), while its larger part was füled in the Oxfordion and Early 
Kimmeridgean (Jj only. (The hypotethical infilling is indicated by raster.) Otherformations: 
h Jj - Hierlatz Limestone Fm, kr Jl - Kardosrét Limestone Fm, d T 3 - Dachstein Limestone Fm 


mésziszapba vagy konszolidált, mészkő jellegű képződ¬ 
ményre hullottak volna. A mésziszap szerkezete mindenütt 
a tömbök közötti tér utólagos kitöltésére utaló jellegeket 
mutat. Mindezek alapján középső-jura vetőlábi breccsa- 
képződést tételezünk fel, amikor is az ebben a térségben 
nagyon lassú üledékképződés nem volt képes kitölteni a 
hatalmas tömbök közötti nagy volumenű teret. 

4. Az Eperjes tetői részen sikerült kimutatni a Lókúti 
Radiolarit megjelenését, valamint meghúzni a Tatai Mészkő 
keleti elterjedési határát. Az előbbi ugyancsak kizárja mind 
az olisztosztróma jellegű, mind a feltolódásos, vagy takaró- 
képződéses eredetű breccsaképződést. 

5. Nem sikerült magyarázatot lelni az olaszfalui Som¬ 
hegyen megjelenő vastag medencefáciesű jura képződ¬ 
mények előfordulására. Ennek kapcsán felvethető és vizs¬ 
gálandó a Telegdi-Roth-vonal szerepe, de az a kérdés is, 
hogy az Ámos-hátság névadó hegye részét képezte-e egy¬ 
általán a fent nevezett hátságnak. 

6. Számos korábbi adat kiegészítéseként egyértelműen 
bizonyítást nyert, hogy a csak kisebb üledékhiányt mutató 
késő-jura üledékképződést az Eperjesen a kora-krétában 
apró lencséket létrehozó, efemer és a kiemelt területeken 
akkor is áramlásárnyékos helyekre korlátozódó vagy ce- 
mentáló jellegű üledékképződés váltotta fel (féregtelep, 
korall előfordulás). Közel folyamatos üledékképződés csak 
a késő-apti végén, esetleg a kora-albai elején alakult ki. 

7. Szárazulattá a terület a kora-albai folyamán vált, 
amikor az „Ámos-hátság” Eperjes tetői részétől keletre eső 
területről teljes egészében lepusztult a Tatai Mészkő, és az 
annak esetleg feküjét képező, feltehetően nagyon vékony és 
erősen hézagos jura rétegsor is erodálódott. 

8. A terület rétegsorában is dokumentáltuk, hogy a kis 
vastagságú, időben változó környezetű urgon fáciesű karbo¬ 
nátplatform képződési folyamatának egy globális érvényű, 
legalább 150 m vízszintemelkedéssel járó eusztatikus 
tengerszintváltozás vetett véget a késő-albai idején 
(Császár 2002). 


Köszönetnyilvánítás 

A kutatást a 37510 számú OTKA projekt és a Természet- 
és Környezetmegőrzési Szakállamtitkárság támogatta. A 
szerzők köszönettel tartoznak a lektoroknak: Galácz 
Andrásnak, Knauer Józsefnek és Palotai Mártonnak, akik 
további alapos átgondolásra késztették a szerzőket, eseten¬ 
ként még adatkiegészítéssel is segítették munkánkat. 
Köszönetünk ezért tehát annak ellenére is őszinte, hogy 
egyes lektori megfogalmazásokat nem éreztünk helyén¬ 
valónak. Az új ábrák formába öntését Simonyi Dezsőnek és 
Paulheim Gáspárnak köszönjük. 





42 


Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 


Irodalom — References 

Cecca, F., Cresta, S. & Santantonio, M. 1983: Ammoniti dél Maim deli’Appennino Marchigiano conservate nel museo dél Servizio 
Geologico d’Italia. —Bolletino dél Servizio Geologico D’Italia 102,109-132. 

Convert, P., Márton E. & Haas, J. 2006: Paleomagnetic evidence fór a megabreccia horizon in the Upper Jurassic sequenece of Eperkés 
Hill, Transdanubian Rangé, Hungary. —Acta Geologico Hungarica 49/1, 43-56. 

Császár G. 1986: Dunántúli-középhegységi középső-kréta képződmények rétegtana és kapcsolata a bauxitképződéssel. — Middle 
Cretaceous formations of the Transdanubian Central Rangé: stratigraphy and connection with bauxite genesis. (both Hungárián 
and English) — Geologica Hungarica series Geologica 23, 295 p. 

Császár G. 1988a: Bakony, Olaszfalu, Eperkés-hegy (Hosszú-árok) EH-1 szelvény. — Magyarország geológiai alapszelvényei, A 
Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, 6 p. 

Császár G. 1988b: Bakony, Olaszfalu, Eperkés-hegy EH-2 nagyszelvény. — Magyarország geológiai alapszelvényei, A Magyar Állami 
Földtani Intézet kiadványa, 6 p. 

Császár G. 1988c: Bakony, Olaszfalu, Eperkés-hegy EH-3 szelvény. — Magyarország geológiai alapszelvényei, A Magyar Állami 
Földtani Intézet kiadványa, 5 p. 

Császár G. 1997: Tési Agyagmárga Formáció. — In: Császár, G. (ed.): Basic Lithostratigraphic Units of Hungary. A Magyar Állami 
Földtani Intézet kiadványa, Budapest, p. 49. 

Császár G. 2002: Urgon formations in Hungary with special reference to the Eastem Alps, the Western Carpathians and the Apuseni 
Mountains. — Geologica Hungarica serises Geologica 25, 209 p. 

Császár, G. & Dosztály, L. 1994: Somé notes concerning the correlation of the Jurassic and Lower Cretaceous successions of the 
Northern Karavanke and the Transdanubian Central Rangé. — In: Lobitzer, H., Császár, G., & Daurer, A. (eds.): 
Jubiláumsschrift 20 Jahre Zusammenarbeit Österreich-Ungarn Teil 2,403^4-08. 

Császár, G. & Főzy, I. 1994: Olaszfalu, Eperkés-hegy. Exkursionsführer, A Das Mesozoikum des Bakony-Gebirges. — 64. 

Jahrestagung dér Palaontologischen Gesellschaft 26-30. September 1994, Budapest, 53-63. 

Császár G. &, Haas J. (eds.): 1984: Mesozoic formations in Hungary. — Excursion 104. International Geological Congress XXVII lh 
Session Moscow, USSR. 

Császár, G. & Haas, J. 1989: Shallow maríné Cretaceous carbonates in the Transdanubian Midmountains. — In: Császár G. (ed.): 

Excursion Guidebook. IAS Tenth Régiónál Meeting Budapest 24-26April 1989, 189-226. 

Császár G. & Knauer J. 1997: Pénzeskút Mari Formation. — In: Császár, G. (ed.): Basic Lithostratigraphic Units of Hungary. A 
Magyar Állami Földtani Intézet kiadványa, Budapest, p. 48. 

Császár G. & Peregi Zs. 2001: Középső-jura korszakbeli megahasadékkitöltés a Vértes DNy-i peremén. — Földtani Közlöny 131/ 3-4, 
581-584. 

Császár G., Nagy I., T. & Filácz E. 1988: Jelentés az olaszfalui Eperkés-hegy jura szelvényeinek vizsgálatáról. — Kézirat, Országos 
Földtani bányászati és Geofizikai Adattár (T/14664), Budapest 

Császár G., Galácz A. & Vörös A. 1998: A gerecsei jura — fácieskérdések, alpi analógiák. — Földtani Közlöny 128/2-3, 397-436. 
Császár G., Mizák J., Barczi A., Vona M., Bauer N., Kenyeres Z. & Penksza K. 2002: Az Eperjes-hegy élettelen és élővilága. 

Kirándulásvezető természetkedvelőknek. — Eötvös Loránd Tudományegyetem, Budapest, 62 p. 

Ferencz Gy. 2004: A Móri nagyvető menti középső-jura óriáshasadék kitöltésének vizsgálata és értelmezése. — Kézirat, 
Diplomamunka, ELTE Regionális Földtani Tanszék, Budapest, 88 p. + 9 fotótábla 
Ferrari, A. 1982: Tettonica sinsedimentaria et associazioni di facies carbonatiche (con principali riferimenti al Giurassico sudalpino). 

— In: Ferrari, A.: Geológia dél Monté Giovo (Versante settentrionale di M. Baldo-Trentino). Guide geol. reg., S.G.I, Bologna, 
67-77, 

Főzy 1.1991: Bakonyi és gerecsei felső-jura szelvények ammoniteszfaunájának rétegtani és ökológiai értékelése. — Kéziratos jelentés, 
Természettudományi Múzeum, Föld és Őslénytár/ Országos Földtani bányászati és Geofizikai Adattár, Budapest, 31 p. 

Fülöp J. 1964a: A bakonyhegységi alsó-kréta. —MÁFIÉvi Jelentés 1961-ről, 227-252. 

Fülöp J. 1964: A Bakonyhegység alsó-kréta (berriázi-apti) képződményei. — Geologica Hungarica series Geologica 13,1-77. 

Fülöp J. 1971: Les formations jurassiques de la Hongrie. —Annales Instituti Geologici Publici Hungarici, 5462,31^-6. 

Fülöp J., Hámor G, Hetényi R. & Vígh G. 1960: A Vértes-hegység jura időszaki képződményei. — Földtani Közlöny 90/1,15-26. 
Galácz, A. 1988: Tectonically controlled sedimentation in the Jurassic of the Bakony Mountains (Transdanubian Central Rangé, 
Hungary). —Acta Geologica Hungarica 31/3-4,313-328. 

Galácz, A. 1989a: Introduction. — In: Császár G. (ed.): Excursion Guidebook. IAS Tenth Régiónál Meeting Budapest 24-26 April 
1989, 127-134. 

Galácz, A. 1989b: Stop 2 Eperkés Hill. Upper Jurassic pelagic sequence with synsedimentary megabreccia and Lower Cretaceous cover. 

— In: Császár G. (ed.): Excursion Guidebook. IAS Tenth Régiónál Meeting Budapest 24-26 April 1989, 145-150. 

Galácz, A. 1995: Revision of the Middle Jurassic ammonite fauna from Csóka-hegy, Vértes Hills (Transdanubian Hungary). — 
Hantkeniana 1,119-129 

Galácz A. & Vörös A. 1972: A Bakony hegységi jura fejlődéstörténeti vázlata a főbb üledékföldtani jelenségek kiértékelése alapján. 
(Jurassic history of the Bakony Mountains and interpretation of principal lithological phenomena). — Földtani Közlöny 102/2, 
122-135 

Görög Á. 1996: Magyarországi kréta Orbitolina-félék vizsgálata, sztratigráfiai és ökológiai értékelése. — Kézirat. Doktori értekezés, 
Eötvös Loránd Tudományegyetem, Budapest, 329 p. 

Gradstein, F., Ogg, J. & Smith, A. (eds) 2004: Geological Time Scale. — Cambridge University Press, Cambridge, 587 p. 

K. Gellai M. 2001a: Olaszfalu, Eperjes-Kelet felhagyott anyagnyerő helyeinek kiviteli tájrendezési terve. — Kézirat, Környezetvédelmi 
Minisztérium 

K. Gellai M. 2001b: Olaszfalu, Eperjes-Nyugat felhagyott anyagnyerő helyeinek kiviteli tájrendezési terve. — Kézirat, 
Környezetvédelmi Minisztérium 

Knauer 1969: Aptian. — In: H. Deák M. (ed.): Explanation to the Geological map of Hungary, 1:200 000. Veszprém, MÁFI kiadvány, 
33 p. 



Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


43 


Knauer J. & Végh S. 1969a: Olaszfalu. A Bakony-hegység 25 000-es földtani térképsorozata. Észlelési térkép (próbanyomat). —MÁFI, 
Budapest 

Knauer J. & Végh S. 1969b: Olaszfalu. A Bakony-hegység 25 000-es földtani térképsorozata. Földtani térkép (próbanyomat). —MÁFI, 
Budapest 

Kókay J. 1996: A várpalotai neogén medence tektonikai összefoglalója. — Földtani Közlöny 126/4,417-446. 

Kollányi K. 1988: Eocén bentosz kis-foraminiferrák Dudarról. — MÁFI Évkönyv 63, p. 4. 

Kolosváry G. 1954: Adatok a magyarországi júra-időszaki korallok ismeretéhez. — Földtani Közlöny 84/3,235-245. 

Konda J. 1970: A Bakony hegységi jura időszaki képződmények üledékföldtani vizsgálata. — MÁFI Évkönyv 50/2,161-260. 

Manni R., Nicosia U. & Szabó J. 1992: Laté Jurassic crinoids írom the Eperkés-hegy (Bakony Mts., Hungary). — Fragmenta 
Minerologica et Palaeontologica 15,115-137. 

Mészáros J. 1983: Abakony-hegységi vízszintes eltolódások szerkezeti és gazdaságföldtani jelentősége. —MÁFI Évi Jelentés 1983-ró/, 
485-502. 

Mizák J. 2002: Az olaszfalui Eperjes üledékhézagainak vizsgálata, földtani térképezés, természetvédelem. — Kézirat. Diplomamunka, 
ELTE Regionális Földtani Tanszék, Budapest, 116 p. 

Nagy 1.1988: Jelentés az új gyűjtésű Olaszfalu Eperkés-hegyi szelvények anyagának áttekintő vékonycsiszolati vizsgálatáról. — Kézirat, 
Magyar Földtani Bányászati és Geofizikai Adattár lp. +2 mell. 

Noszky J. Ifj. 1934: Adatok az Északi-Bakony kréta képződményeinek ismeretéhez. — Földtani Közlöny 64,99-136. 

Noszky J. Ifj. 1959: Útmutató a bakonyhegységi kirándulásokhoz. — In: Kirándulásvezető a magyarországi mezozóos konferencia 
résztvevői számára. Felsőoktatási Jegyzetellátó Vállalat, Budapest, 37^46. 

Noszky J. Ifj., Benkő F., Bertafan K., Darnay B., Göbel E., Laczkó D., László D., Lóczy L., Porszász K., Szalai T., Szentes F. & 
Taeger H. 1957: A Bakonyhegység É-i részének földtani térképe. — In: Barnabás K., Bárdossy Gy., Bertalan k., Csillag P., 
Göbel E., Jaskó S., Szentes F. & Szőts E.: Bauxitföldtani kutatások Magyarországon 1950-1954 között. MÁFI Évkönyv 46, p. 3. 

Palotai M. 2005: Felső-jura áthalmozott képződmények a Dunántúli-középhegységben — esettanulmányok. — Kézirat. 

Diplomamunka, ELTE TTK, Általános és Történeti Földtani Tanszék, 82 p. 

Palotai M., Csontos L., Dövényi P. & Galácz A. 2006: Az eperkés-hegyi felső-jura képződmények áthalmozott tömbjei. — Földtani 
Közlöny 136/3,325-346 

Pavia, G., Mártíré, L., Canzoneri, V. & D’arpa, C. 2002: An introduction to the Jurassic geology of Western Sicily: Stop 3. — Rocca 
chi Párrá Quarry. A condensed rosso ammonitico succession: depositional anderosional geometries, neptunian dykes and 
ammonite assemblage. — General field trip guidebook (6th International Symposium on the Jurassic system), 42-48. 

Román, J., Atrops, F.,Arnaud, M.,Brale, G., Barrat, J., Boullier, A., De Broin F., Gill, G. A., Michard, J. G., Troquet, P. & Wenz, 
S. 1993: Le gisement Tithonien inferieur des calcaires de Conjuers (Var. Francé) état actual des Connaisance. — Geobios, M. S. 16, 
126-135. 

Santantonio M., Galluzzo F. & Gill G. 1996: Anatomy and palaeobathymetry of a Jurassic pelagic carbonate platform/basin system. 
Rossa Mts, Central Apennines (Italy). Geological implications. — Paleopelagos 1996/6,123-169. 

Sasvári Á. 2003: A bakonyi Telegdi Roth-vonal vizsgálata. — Kézirat. Diplomamunka, ELTE Általános és Történeti Földtani Tanszék, 
Budapest, 109 p. 

Somody Á. 1989: A survey of the Aptian Brachiopoda form the Northern Bakony Mountains (Hungary). — Fragmenta Mineralogica et 
Palaeontologica, 14,41-62. 

Szives O. 2001: A Tatai Mészkő Formáció bázisrétegéből előkerült ammoniteszfauna komplex őslénytani feldolgozása. — Kézirat. 
Doktori értekezés, ELTE Őslénytani Tsz, Budapest, 127 p. 

Szives, O. & Monks, N. 2002: Heteromorph ammonites from the Tata Limestone Formation (Aptian - Lower Albian) Hungary. — 
Palaeontology 45/6,1137-1149 

Taeger, H. 1909: Adatok az É-i Bakony geológiájához. —A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1909-ről, 55-62. 

Telegdi Roth K. 1934: Adatok az Északi Bakonyból A magyar középső tömeg fiatalmezozoos fejlődéstörténetéhez. — MTA 
Matematikai és Természettudományos Értesítője, 52, 205-252. 

Telegdi Roth K. 1935: Adatok a D-i Vértes és az É-i Bakony földtani viszonyaihoz. —A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 
1925-1928 -ról, 115-126. 

Viczián I. 1995: Clay mineralogy of Jurassic Carbonate rocks, Central Transdanubia, Hungary — Acta Geologica Hungarica 38/3, 
251-268. 

Varga Zs. 2003: A Lókúti-domb medence fáciesű középső-jura-alsó-kréta képződményeinek vizsgálat, fejlődéstörténet, természet- 
védelem. — Kézirat. Diplomamunka ELTE Regionális Földtani Tanszék, Budapest, 115 p. + melléklet. 

Vörös A. & Galácz A. 1992: Eperkés-hegy. — In: Vörös A. & Pálfy J.(ed.): Régiónál Field Symposium on Mesozoic Brachiopods, 
Hungárián Natural History Museum, Budapest, 68-71., 

Vörös A. & Galácz A. 1998: Jurassic Paleogeography of the Transdanubian Central Rangé (Hungary). — Rivista Italiana di 
Paleontologia e Stratigrafia 104/1,69-84. 

Wein Gy. 1934: Zirc környékének titon rétegei. — Földtani Közlöny 64,81-98. 

Winterer, E. L., Metzler, C. V. & Sarti, M. 1991: Neptunian dykes and associatedbreccias (Southern Alps, Italy and Switzerland): role 
of gravity sliding in open and closed systems. — Sedimentology 38,381^407. 

Winterer, E. L. & Sarti, M. 1994: Neptunian dykes and associated features in southem Spain: Mechanics of formation and tectonic 
implications. — Sedimentology 41,1109-1132. 

Kézirat beérkezett: 2007.05. 22. 



Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 


Plates 

Piatel 

Photo 1. Szélhegy Member of the Szentivánhegy Limestone (top), and Pálihálás Limestone (lower part), close to the western end of the Hosszú-árok. 

Photo 2. Ammonite- and Brachiopod-bearing, crinoidal Szélhegy Member of the Szentivánhegy Limestone Formation with white Berriasian limestone fissure fúl. 
Western part of the Hosszú-árok, fissure fill oriented vertically. 

Photo 3. Oncoidic Kardosrét Limestone, eastem side of the strike slip fault, Hosszú-árok. 

Photo 4. Kardosrét Limestone (k), capped by Hierlatz Limestone (h). Both of them are embraced and covered by the lower part of the Upper Jurassic lim estone. 
Photo 5. Light red micritic version of the Lower Tithonian Szentivánhegy Limestone and its overlying Berriasian pinky erosional remnant (b) deposited after a 
breakin sedimentation, eastern end of the Hosszú-árok. 

Platell 

Photo 1. The succession of a research trench (Fig. 7) located in the Nagy-letakarítás (Stripe Pit): Light pinky, thick-bedded Szentivánhegy Limestone at the base, 
covered by brown, platy, crinoidal Tata Limestone with rock fragments at the base, derived from the underlying limestone; Middle part of the Nagy-letakarítás. 
Photo 2. Stromatolite-like structure in the thick bedded limestone bank of the Nagy-letakarítás (enhanced on the photo). 

Photo 3. Contact between the Tata Limestone and its hasal breccia layer in the research trench, Nagy-letakarítás (detail of Photo 1). 

Photo 4. Dermoseris sp. solitary coral from the surface of the Szentivánhegy Limestone in the worm tűbe colony horizone, Nagy-letakarítás. (Determination is made 
by D. Turnsek). 

Photo 5. Worm tűbe colony crust in thin section developed just above the Szentivánhegy Limestone, Nagy-letakarítás. 

PlatelII 

Photo 1. Erosional remnants of the Tata Limestone deposited directly upon the blocks of Dachstein Limestone, Southern end of the Nagy-letakarítás. 

Photo 2. Cliff on the top of the Eperjes composed of the Zirc Limestone of Albian age. 

Photo 3. Mass occurrence of rudist Bivalve shells in the Eperkéshegy Member of the Zirc Limestone Formation, top of the Eperjes Hill. 

PlatelV 

Photo 1. Dissolution contact between the Kardosrét Limestone and the Úrkút Manganese Őre Mine on the core surface of the borehole Olaszfalu Ot-86a. 

Photo 2. The same as the previous photo, bút on cross-sectional view of the core. 

Photo 3. The same as the previous two pictures, bút in thin section. It gives evidence that red, gastropode-bearing limestone was the first sediment within the 
dissolution cavity which was mainly replaced by mganese őre. 

Photo 4. Prospect hole located 7.5 m from the northern end of the geoelectric profilé E2 in which fragments of Upper Jurassic limestone and Dachstein Limestone 
are found below of which Dachstein Limestone of bigger size is situated. 



Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


45 


I. tábla — Plate I 


1. A Pálihálási és a Szentivánhegyi Mészkő 
Szélhegyi Tagozata a Hosszú-árok nyugati vége 
közelében. 

2. A Szentivánhegyi Mészkő crinoideás, ammo- 
niteszes, brachiopodás Szélhegyi Mészkő Tago¬ 
zata a Hosszú-árok alsó (nyugati) részén, benne 
vékony függőleges helyzetű, fehér, berriasi 
emeletbeli mészkő hasadékkitöltésekkel. 

3. Onkoidos Kardosréti Mészkő a Hosszú-ároknak 
az eltolódási vonaltól keletre eső részéből. 

4. Kardosréti Mészkő (k) és az azt sapkaként fedő 
Hierlatzi Mészkő (h), a Szentivánhegyi Mészkő 
alsó-maimba tartozó rétegei által körülölelten. 

5. A Szentivánhegyi Mészkő itt jellemző vilᬠ
gosvörös alsó-tithon változata és az arra tekintélyes 
üledékhézaggal települő, foszlányként megőrző¬ 
dött fakórózsaszínű berriasi rétege (b) a Hosszú¬ 
árok keleti végén. 










46 


Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 


II. tábla — Plate II 




1. A Nagy-letakarítás középső részén létesített kuta¬ 
tóárokban (7. ábra) feltárt rétegsor: alul pados, világos 
rózsaszínű Szentivánhegyi Mészkő, felette piszkos¬ 
barna, lemezes Tatai Mészkő, bázisán a fekü tör¬ 
melékéből álló breccsával. 

2. Sztromatolitra emlékeztető szerkezet (a fényképen 
kiemelve) a Szentivánhegyi Mészkő vastagpados ki- 
fejlődésű rétegében a Nagy-letakarításon belül léte¬ 
sített kutatóárokban. 

3. A Tatai Mészkő és bázisbreccsájának kontaktusa a 
Nagy-letakarítás kutatóárkában (az 1. fénykép rész¬ 
lete). 

4. Dermoseris sp. korall a Nagy-letakarítás Szent¬ 
ivánhegyi Mészkövének felszínén, a féregtelep szint¬ 
jében. (A határozást D. Turnsek végezte). 

5. Szentivánhegyi Mészkő felszínén kialakult féreg- 
csőtelep vékonycsiszolati képe, Nagy-letakarítás. 








Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


47 


III. tábla —Plate III 




1. Tatai Mészkő foszlányai köz¬ 
vetlenül a Dachsteini Mészkő 
tömbökre települten a Nagy- 
letakarítás déli részén. 

2. Zirci Mészkő Formáció az 
Eperjes tetején lévő sziklafalban. 

3. A Zirci Mészkő rudista héjat 
tömegesen tartalmazó Eper- 
késhegyi Tagozata az olaszfalui 
Eperjes tetői részén. 



48 


Császár Géza et al.: Az olaszfalui Eperjes földtani felépítése és fejlődéstörténete 


IV. tábla —Plate IV 





1. A Kardosréti Mészkő és az Úrkúti Mangánérc visszaoldásos 
kontaktusa az Ot-86a fúrásból származó fúrómag felszínénén. A 
magátmérő 5 cm. 

2. Mint az előző fénykép, de a fúrómag keresztmetszetében. A 
mangánérc peremén keskeny sávban megőrződött az üreg el¬ 
sődleges kitöltőanyaga is. 

3. Mint az előző fénykép, de vékonycsiszolatban: onkoidos 
Kardosréti Mészkő, és a visszaoldásos üreg elsődleges kitöltője: a 
vörös színű, csigás mudstone, amit az előző két képen 
túlnyomórészt kiszorított a mangánérc. 

4. Az E2 geoelektromos szelvény északi végétől 7,5 m-nyire 
telepített akna fényképe, amelyben a vékony talaj alatt a 
Dachsteini Mészkő és a Szentivánhegyi Mészkő néhány dm-es 
törmeléke, majd az alatt az aknán túlterjedő Dachsteini Mészkő 
tömb található. 






^^teríin Geoloijjf.al 

138 / 1 , 49-60., Budapest, 2008 


A Hárshegyi Homokkő Formáció hidrotermális kifejlődései és azok 
kapcsolatai regionális földtani eseményekhez 


Gál Benedek, Poros Zsófia, Molnár Ferenc 

Eötvös Loránd Tudományegyetem, Természettudományi Kar, Földrajz- és Földtudományi Intézet, Ásványtani Tanszék, 
1117 Budapest, Pázmány Péter sétány 1/C, molnar@abyss.elte.hu 


Hydrothermal events in the Hárshegy Sandstone Formádon 
and their relationships to régiónál geological processes, Buda Hills, Hungary 

Abstract 

The distribution of the transgressive, Coastal Hárshegy Sandstone Formation of the Middle Oligocene is strongly 
defined by the NNE-SSW striking Buda Line which forms the eastern boundary of its extension. The Buda Line was a 
palaeogeographic boundary in the Laté Palaeogene and the location of intensive post-volcanic activity as well. (Fodor et 
al.1994). The sandstone is strongly silicified in the so-called Buda Zone which is a 5-20 km beit along the western side of 
the Buda Line (Báldi & Nagymarosi 1976). Stratigraphic and tectonic evidence suggests Laté Kiscellian age fór the 
silicification (Báldi & Nagymarosi 1976). 

Hydrothermal formations in the typical facies of the Hárshegy Sandstone were studied in two reference areas: in the 
surroundings of Pilisborosjenő viliágé (Köves Ridge and Ezüst Hill) and in the vicinity of Csobánka viliágé (Majdán 
Saddle). In both areas, hydrothermal mineralization consists of chalcedony and barite veins as a product of two distinct 
hydrothermal events. Most of these veins are usually rather thin (1-5 cm thickness) and appear to be simple extensional 
fractures. However, occasional displacement can alsó be observed along the veins. The density of the veins is uneven. In 
the vicinity of Pilisborosjenő and especially on the Köves Ridge, siliceous veinlets form a dense stockwork, whereas the 
barite veins are more common on the Majdán Saddle where the frequency of the chalcedony veins is subordinate. The 
orientation of the chalcedony veins is dominantly WNW-ESE, and the orientation of the barite veins is NNW-SSE. The 
barite veins always cut through the chalcedony veins, clearly indicating their younger age. Considering the most simple 
extensional natúré of the veins and their relative age relationships, their orientation fits with the model of stress-field 
variadon during the Oligocene-Miocene (Bada et al. 1996, Márton & Fodor 2003). Based on stratigraphic and 
structural evidence the age of the first phase (i.e. chalcedony veins) is laté Early Oligocene, while the younger phase (i.e. 
barite veins) is Middle Miocéné. These hydrothermal phases can be related to the Palaeogene and the Neogene volcanism 
in the Carpathian-Pannonian region. 

The chalcedony veins often have argillic alteration selvage mainly consisting of kaolini te with a small amount of illite. 
Kaolinite is alsó present in the unmineralized sandstone and considered to be detrital in origin. Illite occurs only along the 
chalcedony veins suggests its hydrothermal origin. Limonite is alsó present in the alteration zone which is usually nőt wider 
than a few centimetres. In association with the chalcedony veins, two sulphide phases are present: pyrite and chalcopyrite. 
Pyrite forms euhedral crystals as inclusions in the quartz of the sandstone (cogenetic with the quartz) and amorphous masses 
in the intergranular spaces (cogenetic with the hydrothermal chalcedony veins). Chalcopyrite only appears in the 
intergranular spaces and can be considered as a hydrothermal mineral associated with the chalcedony veins. 

Veins with barite do nőt contain other minerals and have sharp contact with the sandstone without an alteration haló. 
The barite veins have open spaces and therefore the crystals usually have an euhedral appearance. The barite crystals most 
commonly have simple orthorhombic-tabular morphology in most of the thin veins. However, a definite zoning in the 
distribution of the various habits of barite was observed in the major and thickest vein (approximately 2 m thick zone) on 
the Majdán Saddle. Variation of the crystal habit as a function of distance from the Central hydrothermal zone probably 
reflects the variation of temperature and the saturation of the solution fór bárium and sulphate. This observation can be 
used in predictions with respect to the occurrence of major fluid flow zones which precipitated the barite in the sandstone. 
Fluid inclusion data suggest the barite was formed by the mixing of a saline fossil water (with high Ba 2+ -concentration) 
and hot (up to 250 °C) ascending water with moderate salinity and higher sulphate-content, driven by magmatic heat- 
flow. This mixing resulted in cooling and a rise in salinity, which finally caused barite precipitation. 

Keywords: Buda Hills, Hárshegy Sandstone Formations, hydrothermal events, chalcedony, chalcedony cementation, barite, hydro¬ 
thermal veins, fluid inclusions 






50 


Gál Benedek et al.: A Hárshegyi Homokkő Formáció hidrotermális kifejlődései 


Összefoglalás 

A késő-kiscelli (31 millió év) korú Hárshegyi Homo kk őnek két kifejlődése ismert: típusos változata erősen 
kovásodott, kalcedon-telérekkel átjárt, melynek elterjedése a Budai-vonal menti néhány kilométer széles sávra 
korlátozódik. A formáció nem típusos kifejlődése alig, vagy egyáltalán nem kovásodott. Munkánk során a típusos 
kifejlődésű homokkövet ért hidrotermális képződményeket vizsgáltuk hat budai-hegységi területen. Ásványtani-, 
kőzettani- és szerkezetföldtani vizsgálatokat végeztünk, melyek alapján két hidrotermális eseményt különítettünk el. Az 
első esemény a homokkő korai kovás cementációját, valamint kalcedonrezetet eredményezett, melyhez egyéb 
ásványfázisok is kapcsolódnak (pirit, kalkopirit, illit). Á második esemény baritereket hozott létre. A különböző erezetek 
irányai által meghatározott paleo-feszültségirányok jól illeszkednek a terület korábban meghatározott tektonikai 
modelljébe, és ezáltal a kovásodáshoz kapcsolódó esemény késő-kiscelli, míg a fiatalabb folyamat, a baritosodás kora-, 
középső-miocén korú. Az idősebb folyamat a paleogén korú, míg a fiatalabb a kora-miocén korú vulkanizmussal hozható 
összefüggésbe. A baritteléreken végzett fluidzárvány-vizsgálatok eredményei arra utalnak, hogy folyamatos 
kristályosodás közben az anyaoldatban töményedés és hűlés ment végbe, mely a magmatizmus által felhevített 
meteorikus oldatok és az üledékes rétegsor mélyebb részeiből feláramló fluidumok keveredésére utal. 

Tárgyszavak: Budai-hegység, Hárshegyi Homokkő Formáció, hidrotermális események, kalcedon, kovásodás, barit, hidrotermális 
erezet, fluidzárványok 


Bevezetés 

A jelen tanulmány a Hárshegyi Homokkövet ért hidro¬ 
termális folyamatokat mutatja be, a kőzetben előforduló 
hidrotermális telér-, és érhálózatok, továbbá kőzetátala¬ 
kulási zónák újabb vizsgálata alapján. Több korábbi munka 
is foglalkozott a témakörrel (Kaszanitzky 1956; Báldi & 
Nagymarosi 1976), azonban számos kérdés megválaszo¬ 
latlan maradt. Ilyen kérdések például a különböző hidro¬ 
termális folyamatok relatív és radiometrikus kora, valamint 
a hidrotermális képződményeket létrehozó oldatok eredete, 
kémiai jellege és egyéb fizikai paraméterei. A korábbi 
geokémiai felmérések (Korpás & Hofstra 1999) során 
kimutatott As-Sb anomáliák eredete szintén kérdéseket 
vetett fel. Munkánk során olyan ásványtani témakörök 
vizsgálatát is célul tűztük ki, mint például a különböző 
morfológiájú baritkristályok megjelenésének szabály- 
szerűségei. Eredményeink alapján kísérletet tettünk a terület 
földtani fejlődéstörténeti modelljének egyes szakaszai és a 
hidrotermális események közötti kapcsolat feltárására is. 

Földtani háttér 

A Hárshegyi Homokkő Formációt alapvetően transz- 
gresszív helyzetű, tengerparti (litorális, szublitorális) 
környezetben lerakodott homok, kavicsos homok, agyagos 
homoktestek alkotják (Báldi et al. 1976). A homokkő ka¬ 
vicsanyaga metamorf és magmás eredetű, a Veporidákból 
származtatható (Kaszanitzky 1956). Vastagsága 150 - 200 
méter között változik. Elterjedését nagymértékben meg¬ 
határozza a Báldi & Nagymarosi (1976) által definiált 
Budai-vonal (7. ábra), amely a késő-eocéntől egyrészt 
ősföldrajzi határként értelmezhető, de másrészt fontos 
szerkezeti elem is, amely mentén jelentős hidrotermális 
tevékenység is végbement (Fodor et al. 1994). 

A Hárshegyi Homokkő Formáció elterjedésének keleti 
határát a Budai-vonal képezi. Cementáló anyag szerint két 
nagy csoportba oszthatók a formáció képződményei, melyek 
bizonyos mértékig földrajzilag is elkülönülnek (Báldi & 
Nagymarosi 1976). A típusos kifejlődés a Budai-hegység 
területén, a Solymár-Pilisvörösvári-árokban, a Pilisben va¬ 


lamint a Dorogi- és Esztergomi-medence nyugati peremén 
terjed el, és előfordulásai meghatározzák a Budai-zónát, 
amely a Budai-vonal mentén és attól nyugatra található 
ÉK-DNy irányú, 5-20 km szélességű, délnyugat felé keske- 
nyedő öv (Báldi & Nagymarosi 1976). A hidrotermális 
tevékenység erre a zónára korlátozódik, mely abban is meg¬ 
nyilvánul, hogy a vastagpados kifejlődésű, fehéresszürke, 
sárgásbarna, vörösesbarna durva homokkő, konglomerᬠ
tum, finomhomokkő alkotta kőzet mátrixa kovás, a kőzetet 
kalcedon- és bariterek járják át. Makrofosszüiákban rend¬ 
kívül szegény, de gyakoriak benne a növényi törmelékek és a 
teredós uszadékfák. A Hárshegyi Homokkő atipikus válto¬ 
zata Tatabánya, Csordakút, Nagyegyháza, Mány, Zsámbék 



1. ábra. A Hárshegyi Homokkő kovásodása a Budai-vonal mentén 
1 - Nem kovásodott Hárshegyi Homokkő elterjedése; 2 - Kovásan cementált Hárshegyi 
Homokkő; 3 - A Hárshegyi Homokkő feltételezett elterjedése; 4 - Tardi Agyag elterje¬ 
dése; 2-3 - Budai-zóna (Báldi & Nagymarosi 1976 nyomán) 

Figure 1. Silicification of Hárshegy Sandstone Formation along the Buda Line 
1 - Non-silicifled Hárshegy Sandstone, 2 - Silicified Hárshegy Sandstone, 3 - Supposed 
extent of Hárshegy Sandstone, 4 - Tárd Clay Formation; 2-3- Buda Zone (after Báldi & 
Nagymarosi 1976) 






Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


51 


környékén fordul elő (Korpás 1981). Gyengén vagy egyál¬ 
talán nem kovás, jelentősen nagyobb az agyag- és aleurit 
frakció aránya, mint a típusos változatban, karbonáttartalma 
meghaladhatja a 10%-ot is. Hidrotermális erezet nem jellem¬ 
ző rá. A kötőanyag többnyire kaiéit vagy limonit. Mindkét 
típus jellemző kísérőjeként a homokkő bázisán vörös-, tarka¬ 
illetve tűzállóagyagok jelennek meg a fekü mélyedéseiben 
(Korpás 1981). 

A formáció képződményeinek faunájával számos szerző 
foglalkozott (Báldi et al. 1976). Mind a települési helyzet, 
mind a fauna alapján a formációt a felső-kiscelli emeletbe 
sorolták. 

A formáció eróziós- és szögdiszkordanciával települ a 
mezozoos vagy eocén feküre, de kivételes helyzetben a Tardi 
Agyag fedőjeként is megjelenhet. A formáció a Kiscelli 
Agyag transzgressziós bázisképződménye, valamint annak 
heteropikus, medenceperemi kifejlődése (Báldi et al. 1976). 

Vizsgálati módszerek 

A terepbejárások során típusterületeket jelöltünk ki, 
melyeken belül részletesen vizsgáltuk a különböző hidro¬ 
termális képződmények és a befogadó kőzet kapcsolatát, a 
hidrotermális erezet egymáshoz viszonyított relatív korát, 
az ásványosodott repedések eloszlását, irányítottságát, 
valamint a mellékkőzet erek menti átalakulását. Különös 
figyelmet fordítottunk a repedéskitöltő ásványok morfo¬ 
lógiai típusainak terepi eloszlására. A terepen azonosított 
érhálózatok, telérek és nyitott repedésrendszerek jellemzőit 
Freiberg-típusú kézi kompasszal mértük ki. A terepi megfi¬ 
gyelések alapján reprezentatív mintavételezést is végez¬ 
tünk. E minták képezték a részletes ásványtani, kőzettani és 
fluidzárvány-vizsgálataink anyagát. 

A reprezentatív kőzet- és ásványmintákon a részletesebb 
megfigyeléseket 10-40x nagyítású Nikon típusú sztereo- 
mikroszkóppal végeztük. E megfigyelések alapján kiválasz¬ 
tott mintákból a petrográfiai és fluidzárvány-vizsgálatok 
céljára polírozott, illetve kétoldalán polírozott vékony- 
csiszolatokat, továbbá porpreparátumokat és dekantálással 
leválasztott agyagfrakciókat készítettünk. 

A petrográfiai vizsgálatokat áteső és ráeső fénymenetű 
Nikon és Zeiss Axioplan típusú polarizációs mikrosz¬ 
kópokon végeztük. A röntgen-pordiffrakciós vizsgálatok 
Siemens D 5000 típusú szcintillációs detektorral felszerelt 
diffraktométeren, 0-0 üzemmódban, Cu-Ka gerjesztő 
sugárzással történtek. Az adatok kiértékeléséhez a 
PowderX szoftvert használtunk fel. A polírozott vékony- 
csiszolatokon pásztázó elektronmikroszkópos vizsgálato¬ 
kat is végeztünk AMRAY 18030Í berendezés felhasználᬠ
sával. Az elemzések EDAX+Moran típusú, INCA standard¬ 
mentes energiadiszperzív rendszerben, 20 kV gyorsító 
feszültséggel történtek (detektálási idő: 100 s). 

A fluidzárvány-vizsgálatok Chaixmeca típusú hűthető- 
fűthető mikro szkópi tárgyasztalon történtek. A műszer 
mérési tartománya -180- tói 600 °C-ig terjed. Kalibrálását 
-56,6,0 és 375 °C-on végeztük szintetikus fluidzárványok és 


desztillált víz felhasználásával. A mérési pontosság magas 
hőmérsékleten ±1 °C, alacsony hőmérsékleten ±0,1 °C volt. 
A fűthető-hűthető tárgyasztalt Leitz Orthoplan típusú, 
hosszú gyújtótávolságú objektívekkel felszerelt mikroszkóp¬ 
ra szereltük, és a vizsgálatokat 400-800x nagyítás mellett 
végeztük. 


Eredmények 

A hidrotermális kifejlődések 
általános jellemzői 

A Hárshegyi Homokkő hidrotermális átalakulása Báldi 
& Nagymarosi (1976) szerint a Budai-vonal mentén, illetve 
egy, az általa meghatározott 5-20 km széles zónában a 
legjelentősebb, melyet Budai-zónának nevez. Ebből kiin¬ 
dulva terepi észleléseink során több, erre a területre eső 
előfordulást kerestünk fel, melyek a következők voltak: 
Köves-bérc és Ezüst-hegy (Pilisborosjenő), Máj dán-nyereg 
(Csobánka), Tök-hegy és környéke (Pesthidegkút), továbbá a 
Nagy-Hárs-hegy és Budakeszi környékén több feltárás (7. 
ábra). Megfigyeléseink alapján ezek közül a Köves-bérc és a 
Máj dán-nyereg területét érintette a legintenzívebb hidro¬ 
termális átalakulás, de ezen kívül jelentős hidrotermális 
tevékenység nyomai észlelhetők a Nagy-Hárs-hegyen és az 
Ezüst-hegyen is. Részletes feldolgozásra az előbbi két 
területet választottuk. Itt mind a kalcedon, mind a bariterek 
gyakorisága lehetővé tette a kétféle erezet korrelálását. A 
többi előfordulásnál csak igen alárendelten észlelhetők 
hidrotermális képződmények, főleg vékony kalcedonerek 
formájában. 

A pilisborosjenői Köves-bércen számos kisebb kőfej¬ 
tőudvar tár fel típusos Hárshegyi Homokkövet. A kőzet itt 
közép-durvaszemcsés, jól osztályozott, helyenként kavi¬ 
csos, sárgásvörös, kovásan cementált, vastagpados (0,5-1,5 
m), makrofosszíliát nem tartalmaz. A kőzetet törésekhez 
kapcsolódóan kalcedon- és bariterek járják át, melyek 
mentén helyenként elmozdulás is történt. A milliméteres¬ 
centiméteres vastagságú zárt kalcedonerek több helyen, jól 
meghatározott csapású, több méter széles zónákban kon¬ 
centrálódnak (/. tábla, 1-2. kép). Az erek sokszor rozsda¬ 
barna, limonitos színezetűek, melyet feltehetőleg főleg a 
helyenként megfigyelhető, 1 mm alatti piritszemcsék oxi¬ 
dációja okoz. Több helyen a kalcedon erek mentén néhány 
cm-es zónában a kőzetben agyagásványos szegélyt figyel¬ 
tünk meg. A bariterek milliméteres-centiméteres vastag¬ 
ságú, gyakran nyitott, félig nyitott repedésekhez kapcsolód¬ 
nak, melyek elszórtan jelennek meg a területen. A bariterek 
minden esetben elmetszik a kalcedonereket, és szinte min¬ 
dig eltérő irányhoz kapcsolódnak. Előfordul ugyanakkor az 
is, hogy baritér közvetlenül a kalcedonér mentén felnyílt 
repedéshez kapcsolódik. 

A Csobánkától keletre elhelyezkedő Máj dán-nyeregben 
található kőfejtő két nagy bányaudvarból áll, melyek közt a 
szintkülönbség 10-15 m. A típusos Hárshegyi Homokkő itt 
finomabb szemcsés, mint a Köves-bércen (apró-közép- 




52 


Gál Benedek et al.: A Hárshegyi Homokkő Formáció hidrotermális kifejlődései 


fcszlelt 

fexzültségtér 


Korrigált 

feszüUséglér 


5,3 


11,2 


IA5 


35 


50 


Pliouén 


Kúsü- 

miueüii 


KÖZCpSÖ- 
m iccén 


K.ora- 

miocén 


Oligocén 


Botién 


^SL 


^5- 


X 


"A 




2 ' 

A 


Átmeneti feszültségirányok 

Valódi változás 
a külső fesziiitségtérbeü 


1. Kaleedonerezés 

2. Bariterezés 


2. ábra. A Dunántúli-középhegységben észlelt egykori feszültségirányok és forgási események (Márton 
& Fodor 2003 nyomán), a Hárshegyi Homokkő hidrotermális erezeteinek irányai a vizsgált területen 
és lehetséges koruk 

1 - kalcedonerek (n=239), 2 - bariterek (n=62) 

Figure 2. Observed stress field variadon in the Transdanubian Rangé (after Márton & Fodor 2003), 
directions of veins in Hárshegy Sandstone, and their possible age 
1 - chalcedony veins (n=239), 2 - barite veins (n=62) 


szemcsés homokkő), durvaszemcsés, kavicsos közbetele¬ 
pülések nem találhatók benne, viszont agyagos szintek 
előfordulnak. A homokkő színe vörös, vastagpados kifej¬ 
lődést!, törésekkel és kalcedonerekkel sűrűn átjárt, valamint 
bariterek is észlelhetők benne. A milliméteres-centiméteres 
vastagságú kalcedonerek itt is több helyen rozsdabarna¬ 
vörös színűek és a bariterek átvágják őket. A felső bánya¬ 
udvarban egy 325-145° csapású, vertikális, 1,5-2 m széles, 
többgenerációs vetőkarcokkal jellemzett töréses zónához 
kötötten nagy mennyiségben található barit. A barit kris¬ 
tályokon négy morfológiai típust különítettünk el, melyek 
eloszlása a töréses zónától távolodva jól megfigyelhető 
zonációt mutat (1. alább). 

A vizsgált területek kalcedonereiből mért csapásirányok 
legnagyobb része 265-315° - 85-135° tartományba esik, a 
dőlésszögértékek pedig 50-90° között változnak. A barit¬ 
erek csapásirányai sokkal szélesebb tartományban szórnak, 
azonban így is elmondható, hogy a fő csapásirány a kalce- 
donerekhez képest északiasabb (345-355° - 165-175°). 
Dőlésszögük ugyancsak 50-90° közé esik (2. ábra). 

A kalcedonerezek ásványtani jellemzői 

A kalcedonerek a homokkő hidrotermális fluidumok 
által erőteljesebben cementált részeit alkotják, tehát a már 
kismértékben cementált homokkőben feszültség hatására 
gyengeségi zónák keletkeztek egyenetlen felületű repedések 
formájában. Míg az erektől távoli homokkőben a szemcsék 
közti cementáló kovaanyag nem tölti ki teljesen a pórusteret, 
addig az erekben minden szemcseközi tér finomszemcsés- 
szálas kalcedonnal töltődött ki. Az erekben a kvarcszem¬ 
cséken továbbnövekedést nem észleltünk, és helyenként 
néhány szemcse erősen töredezett, felmorzsolódott. A 
kovacementen kívül mind az erekben, mind a homokkőben, 
kis mennyiségben limonitos cementanyag is jelen van. Az 


erekben, a szemcseközi térben a kalce- 
donhoz kis menynyiségű (<0,1 %) szul- 
fidásvány, főleg pirít, illetve alárendelten 
kalkopirit társul. A szulfidszemcsék mé¬ 
rete max. 200 pm. A piritkristályok kb. 
fele idiomorf, négyzet illetve hatszöges 
átmetszetű szemcséket alkot, másik része 
kvarc szemcséket bekérgező halmazként 
jelenik meg. Sok helyen a pirít nagy része 
oxidált, helyén limonitos halmazok, 
pszeudomorfózák jöttek létre. Pirit 
ugyanakkor nem csak a szemcseközi tér¬ 
ben, hanem a kőzetalkotó kvarc szem¬ 
csékben üde, négyzet átmetszetű zárvány¬ 
ként is előfordul. 

A pásztázó elektronmikroszkópos 
vizsgálatok kiderítették, hogy a szulfid- 
fázisok a fő alkotóelemeken kívül nem 
tartalmaznak kimutatható mennyiségű he¬ 
lyettesítő elemeket. Ez érvényes mind a 
szemcseközi, mind a zárványként jelen 
levő szulfidokra. A pirít oxidációjának 
folyamata jól nyomon követhető a visszaszórt elektron¬ 
képeken. A Köves-bércről származó mintákban csak pirít 
oxidációja észlelhető, baritkiszorítás nélkül. A Majdán- 
nyeregből gyűjtött mintákban a pirít első lépésben vasoxiddá 
esett szét, majd helyét finomszemcsés barit töltötte ki. Itt a 
barit a szemcseközi térben is megjelenik nagyon finom¬ 
szemcsés (fénymikroszkópban nem észlelhető) cementáló 
fázisként. E megfigyelések összhangban vannak a terepi 
észlelések eredményeivel, miszerint a barit képződése egy 
későbbi hidrotermális eseményhez kapcsolható. 

Báldi & Nagymarosi (1976) megállapították, hogy a 
befogadó kőzetben az agyagfrakcióból csak kaolinit 
mutatható ki. Kérdés volt, hogy vajon csak a befogadó 
kőzetben jelenlévő, detritális és/vagy diagenetikus eredetű 
kaolinit van jelen a kalcedonerek közelében, vagy 
hidrotermális hatásra más agyagásványok is képződtek. 
Ennek kiderítésére agyagásvány-szeparátumot készí¬ 
tettünk közvetlenül egy kalcedon ér melletti agyag¬ 
ásványban dúsabb zónából. A kiértékelt felvétel alapján a 
kalcedonerek átalakulási szegélyében a kaolinit mellett 
kis mennyiségben illit is előfordul. Az illit jelenlétét a 
pásztázó elektronmikroszkópos megfigyelések is alátᬠ
masztották: a kalcedonerek melleti agyagásványos halma¬ 
zok 4x4 mikrométeres területéről készített felvételek a 
kálium több százalékos jelenlétét bizonyították. A 
szemcseközi térben a durva rostos megjelenésű kaolinitet 
(K-mentes fázist) és finomszemcsés illitet (K-tartalmú 
fázist) azonosítottunk. 

A bariterek ásványtani jellemzői 

A bejárt területek közül három helyen észleltünk a 
Hárshegyi Homokkőben húzódó bariterezetet: a pilisboros- 
jenői Ezüst-hegyen és Köves-bércen, illetve a Csobánka 
melletti Máj dán-nyeregben. Az erezetben a baritkristályok 

























Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


53 


szinte mindig fenn-nőttek, csak ritkán töltik ki a teljes 
repedést, így jól tanulmányozható a rombos rendszerű 
kristályok morfológiája. Az Ezüst-hegyen csupán milli¬ 
méter alatti, {001} szerint táblás, fehér, átlátszatlan kris¬ 
tályokat észleltünk. Változatosabb kifejlődésben a Köves¬ 
bérc és a Majdán-nyereg teléreiben jelenik meg a barit. E két 
területen legjellemzőbb megjelenési forma az egyszerű 
táblás kristályalak a domináns {001} véglap és az {110} 
prizma jelenlétével. A Maklári (1940) által kidolgozott 
osztályozási rendszerben ez a „rombos-táblás típus”-nak 
felel meg. E kristályokon ritkán az {102} prizma is 
megjelenhet. A Köves-bércen kizárólag ez a típus fordul elő. 
A kristályok színe itt átlátszó sárgásbarna. 

A bariterezet a vizsgált területeken mindenütt szór¬ 
ványos megjelenésű, a csobánkai Majdán-nyereg kivéte¬ 
lével. Itt a felső bányudvarban feltárt töréses zóna központi 
részén 40 cm széles, tektonikus eredetű breccsa található, 
melyet 0,5-1 cm-es táblás, illetve nyúlt kristálymorfoló- 
giájú barit cementál. A breccsa melletti repedezett zónában 
durvaszemcsés (legfeljebb 2 cm-es), egyszerű, fenn-nőtt 
táblás kristályok találhatóak nagy tömegben. Az ezt követő 
külsőbb zónában kisebb, 0,5-1 cm-es nyúlt, tompított élű 
kristályok találhatóak a felnyílt repedések falain. A breccsás 
zónától legtávolabb eső részeken a homokkő kisebb 
repedéseiben átlátszatlan, rozettás, lemezes habitusú, 1-3 
mm nagyságú baritkristályok jelennek meg. Összességében 
tehát jól megfigyelhető, hogy a központi résztől kifelé 
haladva a baritkristályok mérete és habitusa változik. 
Megfigyeléseink alapján tehát a telérképződés 4 fázisa 
különíthető el: 

— Elsőként a vető mentén feltöredezett kőzet tág repe¬ 
déseiben váltak ki b-tengely szerint nyúlt, hegyes habitusú 
0,5-1 cm nagyságú kristályok. Domináns forma a {001} 
véglapon és {110} prizmán kívül az {102} prizma. A {011} 
prizma mindig megjelenik, az {111} rombos dipiramis ritkán 
jelentkezik („érc-típus”, Maklári 1940) (/. tábla, 3. kép). 

— A második fázisban (amely tulajdonképpen folya¬ 
matosan fejlődött ki az elsőből) a kőzet töredezése már 
breccsásodást eredményezett, a létrejött breccsát barit ce¬ 
mentálja. A breccsásodás elsősorban tektonikus eredetű, de 
valószínűleg a fluidumáramlás is segítette a kőzetfrag¬ 
mentumok mozgását. Az ekkor kivált 0,3-0,5 cm nagyságú 
kristályok között megtalálhatóak az egyszerű rombos-táblás 
megjelenésű formák illetve átmeneti alakok az első fázis 
„érc-típusa” és a „rombos-táblás” megjelenési forma kö¬ 
zött: az {102} és {011} prizmák eltűnnek, de néha meg¬ 
jelenik az {111} rombos dipiramis (/. tábla, 4. kép). 

— A harmadik fázisban a breccsásodást követően egy 
nagy töréssík nyílt fel, amiben egyszerű rombos-táblás 
kristályok növekedtek, melyeken ritkán megjelenhet az 
{102} prizma. A kristályok nagysága 1-2 cm között változik 
(/. tábla, 5. kép). 

— Utolsó fázisként a központi résztől távoli, keskeny 
repedésekben 1-5 mm-es, fehér, átlátszatlan, lemezes barit¬ 
kristályok növekedtek (/. tábla, 6. kép). 

Általános tendencia, hogy a korábbi kiválású kristᬠ
lyoknak bonyolultabb, több lapból álló, és nyúltabb habi¬ 


tusa van. A központi feláramlási zónától távolodva illetve 
időben előrehaladva a kristályosodás során egyre egysze¬ 
rűbb, táblás, majd egészen lemezes kristályok növekedtek. 

A bariterezet és a befogadó kőzet kapcsolatáról meg¬ 
állapítható, hogy az erek mindig éles váll-lappal érint¬ 
keznek a kőzettel, és a homokkőben nem mutatható ki 
kőzetátalakulás. 

A bariterek fluidzárvány-vizsgálati 
eredményei 

Az általunk vizsgált területeken előforduló barittípusok 
közül csak a Máj dán-nyeregben található durva, táblás 
kristályok bizonyultak alkalmasnak fluidzárvány-vizsgá- 
latra. Mikroszkópi vizsgálat során kétféle zárványtípust 
azonosítottunk: 

— Elsődleges (az ásvány képződésével egy időben 
csapdázódott), kétfázisú folyadék-gáz zárványok, melyek 
legnagyobb átmérője 15-60 pm között változik. A kris¬ 
tályokban elszórtan, repedésekhez nem kötötten helyezked¬ 
nek el. Szobahőmérsékleten a gázfázis és folyadékfázis 
aránya átlagosan 15/85 és 30/70 között váltakozott. E 
zárványok rendszerint izometrikus, a barit kristály formáját 
közelítő alakúak. 

— Másodlagos, egyfázisú folyadékzárványok, melyek a 
baritot szelő repedésekhez kapcsolódva jelennek meg. Mé¬ 
retük tág intervallumban változik, alakjuk nagyon válto¬ 
zatos a befogódásuk után végbement alakváltozási folya¬ 
matok miatt. 

Az elsődleges kétfázisú zárványokon homogenizációs 
és krioszkópos vizsgálatokat végeztünk. A homogenizáció 
igen széles hőmérsékleti intervallumban (53-250 °C), 
minden esetben a folyadék fázisban történt. A homoge¬ 
nizációs hőmérsékletek gyakorisági eloszlása polimodális. 
A leggyakoribb homogenizációs hőmérsékletek 170 és 190 
°C közöttiek, emellett nagyobb az adatsűrűség még az 
50-70 °C, 110-130 °C és a 230-250 °C közötti hőmérséklet- 
tartományban (3. ábra). 

A fagyasztásos vizsgálatok során a folyadékzárványok¬ 
ban képződő jégfázis olvadáspontját határoztuk meg. Az 
eutektikus olvadási hőmérsékletet nem tudtuk megbíz¬ 
hatóan detektálni a zárványoldatok kis sótartalma miatt. A 
mért olvadáspontadatokból FLINCOR szoftver segít¬ 
ségével számítottuk ki a szalinitásértékeket (Brown 1989). 
Az így kapott sótartalom értékek főként 1-3 NaCl ek- 



0 SU SCI 70 40 IIO ISO ISO IVÓ 140 2H3 2.113 2SU 270 240 Süti 


Hemm gfuliádói Miutreéklet (°C) 

3. ábra. A homogenizációs hőmérséklet-eloszlási diagram a Majdán-nyereg 
területén (n=28) 

Figure 3. Distribution ofhomogenization temperatures in Majdán Saddle(n=28) 










54 


Gál Benedek et al.: A Hárshegyi Homokkő Formáció hidrotermális kifejlődései 


I. táblázat. A fluidzárványok mért 
adatainak összefoglaló táblázata 
(homogenizációs hőmérséklet, jég 
olvadáspont, sótartalom) 

Tahié I. Measured fluid inclusion 
data: homogenization temperature, 
ice melting point, salinity 


T hóm. 

ro 

T jég olv. 

(°Q 

NaCl 
ekv. súly% 

53 

-1,6 

2,6 

54 

-1,2 

1,97 

54,8 

-1,7 

2,8 

90,1 

-1,5 

2,46 

9U 

-1,3 

2,14 

117,4 



120,2 

-1,1 

1,82 

124,4 

-0,7 

1,16 

125 



140,3 

-0,6 

0,99 

143 

-1,3 

2,14 

148,5 

0,9 

1,49 

159,2 

-1,8 

2,9 

165,9 

-1 

1,65 

170 

-U 

1,81 

170,2 



172 

-1,2 

1,98 

174,7 

-1,4 

2,3 

181,4 

-1,2 

1,97 

182,3 

-1,2 

1,97 

193,2 

-1,2 

1,98 

195 

-1,1 

1,81 

208 



215 



225 

-1 

1,65 

238,2 

0,8 

1,32 

238,3 

-1,1 

1,82 

241 



254,2 

-1,2 

1,98 



4. ábra. Sótartalom értékek a homogenizációs hőmérsékletadatok függvé¬ 
nyében, feltüntetve a számított trendvonalat 

Figure 4. Cross-plot between homogenization temperatures and salinities of 
measuredfluid inclusions with the calculated trend 


vivalens súly% (a teljes szalinitás NaCl-ban kifejezve) 
között változnak (I. táblázat). 

A homogenizációs hőmérsékletek és a zárványok 
szalinitásának összefüggéseit vizsgálva megállapítható, 
hogy az elsődleges zárványokon belül három generáció 
különíthető el. A két szélső csoport (50-70 °C, 2-2,6 NaCl 
ekvivalens súly% illetve 230-255 °C, 1,3-2 NaCl ekvi¬ 
valens súly%) szűkebb homogenizációs hőmérséklet- és 
szalinitástartományba koncentrálódik, míg a középső 
generáció változatos szalinitás- és homogenizációs hőmér¬ 
sékletadatokkal jellemezhető. Általános tendenciaként kör¬ 
vonalazható, hogy a három elsődleges zárványgeneráció 
között a homogenizációs hőmérséklet csökkenésével nő a 
sótartalom (4. ábra). 


Az eredmények értelmezése 

A hidrotermális folyamatok elterjedése, 
szerkezetföldtani jellemzői és kapcsola tuk 
a terület földtani fejlődéstörténetéhez 

Általában megállapítható, hogy a Hárshegyi Homok¬ 
kőben a kalcedonerek gyakorisága sokkal nagyobb, jelen¬ 
létük általánosabb, mint a baritereké, ami arra utal, hogy a 
kovásodást eredményező folyamatok nagyobb, regionális 
mértékben, míg a baritosodást létrehozó folyamatok kisebb 
mértékben hatottak. A barit- és kalcedonerek két jól elkülö¬ 
nülő eseményt képviselnek, mivel a bariterek minden eset¬ 
ben elmetszik a kalcedonereket vagy reaktiválódott repe¬ 
dések mentén válnak ki, továbbá a kalcedonerekhez kapcso¬ 
lódó enyhe mellékkőzet-átalakulás a bariterek mentén nem 
tapasztalható, és végül a kétféle erezet irányultságban is jól 
elkülönül. 

A hidrotermális tevékenység erősségének térbeli elosz¬ 
lásáról az általunk bejárt területek alapján megállapítható, 
hogy az a Pilis déli területein, illetve a Budai-hegység északi 
területein a legerősebb. A hidrotermális tevékenység mértékét 
az ásványosodott repedések gyakoriságával közelítettük 
(mérési adataink mennyisége is ehhez igazodik). Dél felé 
haladva Budakeszi környékén már csak elszórtan találtunk 
kalcedonereket, a kőzet kovás cementációja is gyengébb. Ez a 
földtani kép némileg ellentmond Báldi & Nagymarosi 
(1976) megállapításának, miszerint a Hárshegyi Homokkő 
hidrotermális átalakulásának intenzitása dél felé növekszik, 
bár az említett szerzők nagyobb léptékű változásokra utalnak, 
nem tesznek említést a Budai-hegységen belüli tendenciákról. 

A kovás cementáció mértéke erős összefüggést mutat a 
kalcedonerek gyakoriságával. Ez arra enged következtetni, 
hogy a cementáló kovaanyag és az ereket kitöltő kalcedon 
eredete megegyező lehet, ami egybevág Báldi & Nagyma¬ 
rosi (1976) következtetéseivel. A kalcedonerek gyakori 
limonitos elszíneződése igen elterjedt jelenség, ami szulfid- 
ásvány (pl. pirít) utólagos oxidációjával magyarázható. 

A vizsgált területek kalcedonereiből mért csapásirányok 
döntően NyÉNy-KDK irányúak, ez egybevág az irodalom¬ 
ban korábban közölt adatokkal (Báldi & Nagymarosi 1976, 










































Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


55 


Fodor et al. 1994). Ebből arra következtethetünk, hogy az 
erek keletkezésekor fennálló feszültségtér regionálisan 
egységes volt. A baritos erezet szintén nagy mértékű egye¬ 
zést mutatnak a három vizsgált területen. Megfigyelhető, 
hogy a csapásirány-adatok egy része a kalcedonerezettel 
egybeesik, azonban jelentős részük ennél északiasabb 
irányt mutat. Mivel a baritot létrehozó esemény biztosan 
fiatalabb a kalcedonerezetet produkáló folyamatnál, 
feltételezhetjük, hogy a megváltozott feszültségtérben az új 
irányoknak megfelelő repedések mellett a korábbi 
feszültségtér által létrehozott gyengeségi zónák mentén is 
felnyíltak vagy reaktiválódtak repedések. 

Ahhoz, hogy a szerkezetföldtani adatokat részleteseb¬ 
ben értelmezhessük, tekintsük át a területre vonatkozó 
tektonikai események sorát a kora-oligocéntől a késő¬ 
miocénig (Bada et al. 1996, Márton & Fodor 2003) (2. 
ábra): A kora-oligocénre az észlelt feszültségtér korábbi 
K-Ny-i kompresszióirányához képest mintegy 30-40°-kal 
az óra járásával megegyező irányban elfordult. Ez a helyzet 
(NyÉNy-KDK irányú kompresszió és erre merőleges ex- 
tenzió) a késő-oligocénig (Bada et al. 1996), illetve a kora¬ 
miocén közepéig (Márton & Fodor 2003) fennállt. A 
középső-miocén végére ÉÉNy-DDK irányú kompresszió és 
erre merőleges extenzió, a késő-miocén-pliocénre már 
Ny-K-i illetve NyÉNy-KDK-i irányú extenziós erőtér 
észlelhető. A feszültségtér vizsgált időtartamon belüli, óra 
járásával megegyező irányú látszólagos elfordulását a 
terület az Alcapa-egység részeként végzett, óra járásával 
ellentétes irányú forgása eredményezte az Apuliai-lemez 
északkeletre nyomulása következtében (Márton & Fodor 
1995, 2003). Mivel a külső feszültségtér a területen az 
eocéntől a kora-miocén végéig stabil, a kőzetlemez forgása 
miatt a feszültségtér ezzel ellentétes irányban látszólag 
elmozdul. A külső erőtér valós elmozdulása csak a késő¬ 
miocén elejére tehető. (Az eredeti, külső feszültségtér 
komponenseinek irányait paleomágneses adatokkal való 
korrekcióval kaphatjuk meg.) 

A kalcedonerezetet és a formáció kovásodását létrehozó 
folyamat korára a sztratigráfiai bizonyítékok is engednek 
következtetni. Mivel a formáció fedőjében található kőzetek 
(pl. a Kiscelli Agyag Formáció) egyáltalán nem érintettek a 
kovásodás által, a folyamat mindenképpen e kőzetek 
lerakódását megelőzően, legfeljebb a késő-kiscelliben kel¬ 
lett lejátszódjon (Báldi & Nagymarosi 1976). Erre az 
időszakra jellemző feszültségtér irányai a következők 
voltak: NyÉNy-KDK irányú kompresszió és ÉÉK-DDNy 
irányú extenzió (Fodor et al. 1992, Bada et al. 1996, 
Márton & Fodor 2003). Általában a fő repedések az 
extenzió irányokra merőlegesen, illetve ezzel kis szöget 
bezárva, mint segédtörések jelennek meg. Az erre az 
időszakra jellemző feszültségirányokat (Bada et al. 1996) 
összevetve a kalcedonerek irányaival (azokat egyszerű 
extenziós repedésekként értelmezve) jó egyezést kapunk, 
ami alátámasztja a korábbi feltételezéseket, miszerint a 
kovásodás a kiscelli korszak végéig befejeződött. 

A bariterezet esetében a kérdés megválaszolása jóval 
nehezebb. Az újonnan felnyílt, (nem reaktiválódott) ba¬ 


ritos repedések csapásirányai (ÉÉNy-DDK) a feszült¬ 
ségtér óramutató járásával megegyező irányú rotációjára 
engednek következtetni. Ez alapján a baritereket létrehozó 
eseményt feszültségtér szempontjából mind a kora-miocén 
végi (-19-14,5 millió év), mind a középső-miocén végi 
(14,5-11 millió év) fázisba be lehet sorolni (2. ábra). Ez 
ellentmond Báldi & Nagymarosi (1976) véleményének, 
akik szerint a baritosodás befejező dátuma megegyezik a 
kovásodás végével, ami a kiscelli korszak vége. Tény, hogy 
fiatalabb képződményekben nincs adat bariterek jelen¬ 
létére. 

A hidrotermális folyamatok 
fizikai-kémiai jellemzői 

Vizsgálataink során a homokkőben a kaolinit és illit 
előfordulását azonosítottuk a kalcedonerek mentén. A 
korábbi részletes kutatások (Báldi & Nagymarosi 1976) 
bizonyították, hogy az erektől távol, a kőzetben regionális 
elterjedésben kizárólag egyféle agyagásvány, a kaolinit van 
jelen. Tehát a kaolinit detritális és/vagy diagenetikus eredetű. 
Az utóbbi esetben feltételezhető, hogy az eredeti pórusvíz a 
jelenlevő szervesanyagok bomlása miatt savassá válhatott, 
ami a kaolinit képződésének kedvezett. Ezzel szemben az illit 
képződését általában neutrálishoz közeli pH-jú, 50-200 °C- 
os körülmények segítik elő (Aja et al. 1991). Ezek a para¬ 
méterek mind diagenetikus környezetben (eltemetődés 
során), mind hidrotermális folyamatok során adottak lehet¬ 
nek. Egy kőzet eltemetődése során a diagenetikus illit 
legnagyobbrészt a katagenezis szakaszában, azaz 35-65 °C 
és kb. 1200 m-es mélységtől akár 150 °C-ig és 4-5000 m-es 
mélységig képződik (Singer & Müller 1983). Ezek a szél¬ 
sőséges körülmények (különösen az eltemetődés mértéke), 
még ha a legsekélyebb, -1000 m-es eltemetődési mélységet 
vesszük is alapul, valószínűleg nem álltak fent a Hárshegyi 
Homokkő esetében. Erre bizonyítékul az szolgál, hogy a 
kvarcszemcsék nyomási oldódásának, diagenetikus tovább- 
növekedésének nincs nyoma a kőzetben (Báldi & Nagy¬ 
marosi 1976). 

Hidrotermális rendszerekben képződhet illit akár csak 
néhány száz méter mélységben is, ha a rendszerben jelen¬ 
levő oldatok kemizmusa és hőmérséklete megfelelő. A 
Hárshegyi Homokkő esetében sokkal inkább valószínű¬ 
síthetjük az illit hidrotermális eredetét, már csak abból a 
megfontolásból is, hogy diagenetikus eredete esetén a 
kőzetben többé-kevésbé egyenletes eloszlásban kellene 
megjelennie, azonban tapasztalataink szerint előfordulása a 
kalcedonerek közvetlen környezetére korlátozódik. Az a 
tény, hogy az ereket befogadó kőzetmátrixban nem mutat¬ 
ható ki illit (pedig valamennyire az egész kőzetet érintette a 
hidrotermális tevékenység) azzal magyarázható, hogy az 
egykori repedések mentén sokkal intenzívebbé vált a 
fluidáramlás, ezzel nagyobb lett a fluid-kőzet kölcsönhatás 
mértéke, mint a korai cementációs fázisban. A kőzetben 
jelenlevő kevés káliumtartalmú ásvány (pl. földpát és 
csillám) átalakulásából felszabaduló kálium így illitkép- 
ződés során kötődött meg. 




56 


Gál Benedek et al.: A Hárshegyi Homokkő Formáció hidrotermális kifejlődései 


A kalcedonerekhez kapcsolódóan piritesedést is kimu¬ 
tattunk. A Máj dán-nyeregben észlelt oxidációs folyamat, 
amely során a piritet vasoxidok, majd az oxidációt követően 
barit szorítja ki, nem felszíni folyamat eredménye. A barit 
oxidált kéntartalma közvetlenül származhat a piritből, 
azonban Kaszanitzky (1956) modelljével ellentétben a 
kőzetben kivált összes barit kéntartalma valószínűleg nem 
származtatható, mivel a kalcedonerekben a pirít mennyi¬ 
sége erősen alárendelt. Ezért feltételezhetjük, hogy a barit 
képződését hozó feláramló oxidatív oldatnak jelentős 
mennyiségben kellett tartalmaznia ként szulfátion formájᬠ
ban és a kalcedonerekkel együtt kivált piritet a későbbi 
baritosodást okozó oldat oxidálta. Ez azt is bizonyítja, hogy 
az egykor felnyílt kalcedonnal cementált repedéseket a 
későbbi hidrotermális oldatok újra átjárták, a repedések 
reaktiválódtak. Mivel a Köves-bércen nem észleltünk 
baritos kiszorítást, ezért ott a kalcedonerek limonitosodása 
az erekkel kogenetikus szulfidfázisok felszíni oxidációjával 
magyarázható. 

A barit képződéséhez köthető hidrotermális oldatok 
fluidzárvány-vizsgálatok alapján rögzített hűlése és tömé- 
nyedése arra enged következtetni, hogy a Máj dán-nyereg¬ 
ben megfigyelt baritmorfológiai változékonyság kapcsolat¬ 
ban lehet az anyaoldat tulajdonságaival. Elsősorban a kép¬ 
ződési hőmérsékletet tartjuk jelentős befolyásoló ténye¬ 
zőnek, hiszen a Máj dán-nyeregben mind a központi fel¬ 
áramlási zónától távolodva, mind a folyamat során időben 
előrehaladva a hőmérséklet változhatott legnagyobb mér¬ 
tékben. Mivel a Hárshegyi Homokkövet csak kis mélységű 
eltemetődés érte (Báldi & Nagymarosi 1976) és a barit- 
kristályok nyílt repedésekben találhatóak, feltételezhetjük, 
hogy a baritképződés alacsony nyomású (maximum néhány 
tíz bar) hidrosztatikus körülmények között ment végbe. 
Ebben az esetben a fluidzárványok homogenizációs hőmér¬ 
séklete gyakorlatilag megegyezik a csapdázódás hőmérsék¬ 
letével. Ezek alapján megállapítható, hogy a fluidum, 
amelyből a barit kicsapódott az ásvány kiválása során kb. 
250 °C-ról 50 °C-ra hűlt le. Az ellentétes irányú folyamat 
kizárható, mivel egy alacsony hőmérsékleten (pl. 50 °C) 
csapdázódott zárvány biztosan dekrepitálódik (felnyílik) 
egy jóval melegebb (pl. 230 °C) fluidummal való kölcsön¬ 
hatás következtében (sekély mélységű hidrosztatikus körül¬ 
mények között). A hűlési folyamat magyarázható a kőzet és 
a nála melegebb fluidum kölcsönhatásával, valamint 
hidegebb oldattal való keveredéssel. 

A hidrotermális folyamatok során a barit anyaoldatának 
töményedését többféleképpen is lehet magyarázni. Bekövet¬ 
kezhet töményedés akkor, ha az eredetileg homogén össze¬ 
tételű oldat gőznyomása eléri, vagy meghaladja a körülötte 
levő nyomást. Ekkor felforrás megy végbe, így az oldat 
heterogén fázisállapotú lesz, és szétesik egy kis sűrűségű 
részre, amely a folyadék telített gőzét tartalmazza, valamint 
egy nagy sűrűségű, folyadék fázist tartalmazó részre. A 
felforrás során a gőzfázisba elhanyagolható mennyiségű 
NaCl távozik, így a folyadékfázis töményebb lesz, mint a 
felforrás előtt. Ennek ábrázolása céljából megszerkesztettük 
akiindulási oldat felforrása során változó sókoncentrációját 



A ieilbcTLiü i (rend 

5. ábra. A 250 °C-os 0,35 mol/kg töménységű feltételezett kiindulási oldat 
sókoncentrációjának felforrás során fellépő, hőmérsékletfüggő változását leíró 
görbe és a fluidzárványok mikrotermometriai eredményeire illeszthető görbe 
viszonya 

Figure 5. Variadon of salinity with changing temperature of a supposed solution 
with 250 °C and 0.35 mol/kg original parameters during boiling process (upper 
curve) and calculated trend based on fluid inclusion data (lower curve) 

leíró görbét (5. ábra). A görbét a tiszta víz entalpia értékei¬ 
ből számítottuk, mert az oldat elegendően híg, valamint 0- 
nak vettük a gőzfázisba távozó klorid-ion mennyiségét, mert 
az a gőzfázisba elhanyagolható mennyiségben lép be a 
felforrás során. 

A számítást a következő egyenletek alapján végeztük: 

H & =y*H gv+ (i-y)*H fv , 

ahol 

H fk : folyadékfázis entalpiája a forrás kezdetekor, 

y: keletkező gőzfázis mennyisége, 

H gv : képződő gőzfázis entalpiája a felforrás végén, 

H fv : maradék folyadékfázis entalpiája a felforrás végén. 

Clflc = y*Cl gv +(l-y)*Cl fv , 

ahol 

Cl^: kloridion mennyisége a folyadékfázisban a forrás 
kezdetekor, 

y: keletkező gőzfázis mennyisége, 

Cl gv : a gőzfázisba távozó kloridion mennyisége a felfor¬ 
rás során (elhanyagolható), 

Cl fv : kloridion mennyisége a folyadékfázisban a felfor¬ 
rás végén. 

Az ábráról leolvasható, hogy a fluidzárványokon mért 
homogenizációs hőmérséklet- és szalinitásértékek nem 
illeszkednek a felforrási körülményekre számolt, tömé- 
nyedést leíró görbére, hanem alatta helyezkednek el. Ez azt 
jelenti, hogy felforrás esetén jelentősebb töményedésnek 
kellett volna végbemennie az anyaoldatban. Ez azonban 
nem áll fenn, tehát csak felforrással a töményedés és hűlés 
nem magyarázható. Felforrás a petrográfiai megfigyelések 
alapján is kizárható, mert nincs heterogén befogódásra 
utaló, zárványonként szélsőségesen változó folyadék-gáz 
fázisarány. 

A baritkitöltések anyaoldatainak töményedése úgy is 
magyarázható, hogy egy kis sótartalmú fluidum nagyobb 
szalinitású rétegvízzel (fosszilis vízzel) keveredik. Két oldat 
keveredése ugyan gátolhatja is a barit kiválását a hígulás 
miatt, de ha egy nagyobb szalinitású, magas Ba 2+ -koncent- 







Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


57 


rációjú rétegvíz folyamatosan keveredik egy nagy S(De¬ 
koncentrációval jellemezhető juvenilis hidrotermális oldat¬ 
tal, akkor az barit kicsapódását eredményezi (Sawkins 1966). 
Ha a hidrotermális oldathoz folyamatosan nagyobb szali- 
nitású rétegvíz keveredik, az fokozatos töményedést eredmé¬ 
nyez. Mivel a Ba 2+ a viszonylag nagy sótartalmú oldatokban 
gyakori, ezért a Hárshegyi Homokkő esetében is feltéte¬ 
lezhetjük, hogy a barit kicsapódásához elegendő mennyiségű 
báriumot nagyobb sótartalmú rétegvíz biztosította. 

Figyelembe kell venni azonban azt a tényt is, hogy a barit 
oldhatósága csak kb. 150 °C-ig nő a növekvő hőmérséklet 
mellett, és ennél nagyobb hőmérsékleteken tiszta vizes, 
illetve kis sótartalmú oldatokban retrográd oldhatóságú 
(Holland in Barnes 1967, Blount 1977). Mérési adataink 
kivétel nélkül mind olyan alacsony koncentrációval jel- 
lemezhetőek, ahol érvényes ez a tulajdonság, ugyanakkor 
baritkiválás a 150 °C-nál nagyobb hőmérsékleten is vég¬ 
bement (ó. ábra). 

A fenti megfontolások alapján a bariterezet képződésére 
azt a modellt állíthatjuk fel, hogy azok egy nagy hőmér¬ 
sékletű (250 °C), alacsony sótartalmú fluidum és egy 
nagyobb szalinitású, így nagy Ba 2+ -koncentrációjú kisebb 
hőmérsékletű rétegvíz keveredése során jöttek létre. Mivel 
150 °C-nál nagyobb hőmérsékleten és alacsony sótartalom 
mellett a barit oldhatósága még retrográd, a barit 


2 , 0 ' 



0 50 100 150 200 25Ö 300 

I löm érsek let f, C 

6. ábra. A barit oldhatósága 300 °C -ig váltózó sótartalom mel¬ 
lett, telített gőznyomáson (Blount 1977) 

A paralelogrammák a Hárshegyi Homokkő bariterezetében meghatᬠ
rozott fluidzárványadatoknak felelnek meg. 

Figure 6. Solubility of barite up to 300 °C with changing salinity 
under vapour pressure (after Blount 1977) 

Measuredfluid inclusion data indicated 

kicsapódásához a rétegvíz folyamatos hozzákeveredésére 
volt szükség, ami a retrográd oldhatóság ellenére is Ba 2+ -ra 
túltelítette az oldatot. A prográd oldhatóság tartományába 
átlépve (150 °C alatt) már a hőmérséklet csökkenése is ked¬ 
vez a barit kicsapódásának. 

A Budai-hegység területén a korábbiakban Molnár & 
Gatter (1994) vizsgálta a fluidzárványokat öt különböző 
helyről származó baritmintában. Az általuk mért fluidzár¬ 


ványok homogenizációs hőmérséklettartománya és az ada¬ 
tok eloszlása is hasonlóságot mutat saját vizsgálati eredmé¬ 
nyeinkkel. A homogenizációs hőmérsékletek az összes 
zárvány esetében 50-250°C közé esnek. A gyakorisági 
diagramok minden esetben polimodális eloszlásúak, 2-4 
csúccsal jellemezhetőek. Egy terület kivételével a homo¬ 
genizációs hőmérsékletértékek leggyakrabban a 170-190 
°C közötti tartományba esnek. 

A Molnár & Gatter (1994) által mért sótartalom¬ 
értékek csak 130 °C-nál nagyobb homogenizációs hőmér¬ 
sékletű zárványokból származnak. Az egyes területeket 
külön vizsgálva az alacsony mérésszám miatt nem vonhatók 
le messzemenő következtetések, összességében azonban az 
adatok illeszkednek a Máj dán-nyeregből származó minták 
által meghatározott hűlési- és töményedési trendbe. Ez 
alapján feltételezhetjük, hogy a különböző területek barit- 
kiválásait rokonfolyamatok hozták létre. 

Összefoglaló következtetések 

Megfigyeléseink szerint a Hárshegyi Homokkő Formᬠ
ciót két jól elkülöníthető hidrotermális hatás érte. A két 
esemény mind szerkezetföldtani jellegeiben (eltérő törés¬ 
irányok mentén létrejött érkitöltések), mind ásványpara- 
genezisében (kalcedon-illit-szulfidásványok, illetve barit) 
jól szétválasztható. 

Az idősebb folyamat a homokkő kovás cementációját és 
a kalcedonér-hálózatok kialakulását eredményezte. Ugyan¬ 
akkor fontos figyelembe venni, hogy bár a két kovás jellegű 
hidrotermális képződmény ugyanahhoz a folyamathoz köt¬ 
hető, mégsem egyszerre képződtek, hanem a folyamat elté¬ 
rő szakaszaiban. A kovásodás a homokkő korai diagenezi¬ 
sekor játszódott le, míg a kalcedonerezet a már cementált 
homokkő törésrendszere mentén jött létre. A kovás cement 
létrejötte lehetővé tette a törések kialakulását, ahol meg¬ 
indulhatott az intenzív fluidumáramlás. A szerkezetföldtani 
adatok alapján ez az esemény a homokkő anyagának 
felhalmozódása után közvetlenül megindult és a késő- 
kiscelliben befejeződött. Erre nem csak szerkezetföldtani, 
hanem sztratigráfiai bizonyítékok is vannak (a fedő képződ¬ 
ményekben nincs nyoma kovásodásnak). A cementáción és 
a kalcedonerezeten kívül ez a folyamat pirít és kalkopirit 
kiválását is eredményezte. A kalcedonerekkel szingenetikus 
szulfidok, főleg a kalkopirit jelenléte a fluidum magmás 
kapcsolatára enged következtetni, a kalcedonerek mentén 
tapasztalható agyagásványosodás pedig az intenzív flui- 
dum-kőzet kölcsönhatás következtében alakult ki. A 
paleogén vulkanizmushoz köthető kőzetek az általunk 
vizsgált területhez legközelebbi felszíni előfordulásait a 
Velencei-hegység keleti felén találhatjuk, ahol a legújabb 
vizsgálatok alapján a hidrotermális események szintén az 
oligocénre (29-31 M év) tehetőek, illetve újabban a recski 
területen is oligocén korú (27-29 M év) hidrotermális ese¬ 
ményt azonosítottak a radiometrikus kormeghatározások 
(Molnár & Pécskay, szóbeli közlés). A Hárshegyi Ho¬ 
mokkő kovásodásának jellegei és kora valószínűsíti azt, 






58 


Gál Benedek et al.: A Hárshegyi Homokkő Formáció hidrotermális kifejlődései 


hogy a Budai-hegység területét is érték napjainkra elfe¬ 
dett/nem ismert helyzetben levő, paleogén korú infúzi¬ 
ókhoz köthető hidrotermális események. 

A bariterezetet eredményező folyamat kora szerkezet¬ 
földtani adatok alapján kora- vagy középső-miocén, de a 
sztratigráfiai adatok ezt nem erősítik meg, mert baritos 
kiválásról a fedő üledékekben nincs információnk. Azt 
azonban biztosan állíthatjuk terepi észleléseink alapján, 
hogy ez az esemény fiatalabb, mint a kalcedonerezetet 
kialakító folyamat, mert a bariterek a kalcedonereket min¬ 
den esetben átvágják, vagy azok mentén reaktiválódott 
repedéseket töltenek ki. A baritban mért folyadékzár¬ 
ványok leggyakoribb homogenizációs hőmérséklete 170- 
190 °C körüli. Olyan sekély eltemetődés esetén, ami a Hárs¬ 
hegyi Homokkő esetén fennállt, az ilyen magas képződési 
hőmérséklet nem magyarázható eltemetődés során bekö¬ 
vetkező felmelegedéssel, valószínűleg szükséges vala¬ 
milyen magmás ható. Mindezek alapján a baritkiválást 
eredményező folyamat leginkább a kora-miocén magma- 
tizmushoz köthető. A fluidzárvány-vizsgálatok alapján 
felállítható modell szerint egy magmás hő által felmele¬ 
gített mélyről érkező fluidum keveredett a sekélyebb 
mélységekben jelenlevő nagyobb sótartalmú rétegvízzel, 
amely folyamat baritkiválást eredményezett. A keveredés 
és baritkicsapódás során az anyaoldat fizikai-kémiai 
tulajdonságai folyamatosan változtak. A Máj dán-nyereg¬ 
ben ennek nyomait a fluidzárvány-adatokon kívül a külön¬ 
böző morfológiájú baritkristályok zónás megjelenése is 
mutatja. Az oldat legnagyobb mértékben változó fizikai 
paramétere a hőmérséklet, mely esetünkben 250 °C és 50 
°C között ingadozott. Ez a jelenség nem egyedülálló a 
Budai-hegység hidrotermális oldatainál. Ugyanilyen tág 
homogenizációs hőmérséklet intervallummal jellemez¬ 
hetők a Budai-hegység több lelőhelyről származó barit-, 
valamint a Ferenc-hegyi-barlang kalcitkristályainak fluid¬ 
zárványai (Molnár & Gatter 1994, Nagy & Molnár 
2006). Ezek a kiválások valószínűleg mind paleogén, 


illetve kora-neogén korúak. A Budai-hegység ekkori aktív 
tektonikája okozhatja a hidrotermális oldatok hirtelen, 
kis területen bekövetkező jelentős hőmérsékletingado¬ 
zását. 

Vizsgálataink nem adtak választ a korábbi kutatások 
által észlelt anomális As-Sb (akár 1000 ppm-es As és 100 
ppm-es Sb) -koncentrációk eredetére. Az általunk vizsgált 
kőzetmintákban az alkalmazott módszerekkel ezeket az 
elemeket egy fázisban sem találtuk meg kimutatható 
mennyiségben. Felvethető az a lehetőség, hogy az As- és Sb- 
anomáliák másodlagosan, a kőzetben jelenlévő Fe-oxido- 
kon történő adszorpcióval alakultak ki. 

Az általunk vizsgált területeken korrelációt fedeztünk 
fel a kalcedonerek gyakorisága és a baritosodás mértéke 
között. Tehát, ahol a homokkő kalcedonerekkel sűrűn átjárt, 
ott a baritosodás mértéke is számottevő (pl. Köves-bérc, 
Máj dán-nyereg). Ez a szerkezetföldtani megfigyeléseink 
alapján arra vezethető vissza, hogy a bariterezés kialakulása 
részben az idősebb kalcedonerek felnyílásához is köthető. A 
hidrotermális képződmények eloszlása arra enged követ¬ 
keztetni, hogy a két esemény oldatainak feláramlása kisebb, 
egymást átfedő és felülíró centrumokban jelentkezett, tehát 
a Budai-vonal mentén sem volt egyenletes a hidrotermális 
tevékenység intenzitása. 

Köszönetnyilvánítás 

Köszönettel tartozunk elsősorban dr. Korpás Eászlóf- 
nak a földtani adatok felkutatásában és a terepbejárások 
során nyújtott segítségéért. Köszönjük Pekker Péternek az 
elektronmikroszkópos vizsgálatokban, vala min t Tóthné 
Király Juditnak a röntgen-pordiffrakciós vizsgálatokban 
nyújtott segítségét. Köszönet illeti továbbá Benkó Zsoltot, 
dr. Eeél-Őssy Szabolcsot, dr. Mindszenty Andreát, Péntek 
Attilát, Sasvári Ágostont és Tuba Györgyit hasznos 
ötleteikért és a gondolatébresztő beszélgetésekért. 


Irodalom — References 

Aja, S. U., Rosenberg, P. E. & Kittrick, J. A. 1991: Illite equilibria in Solutions: I. Phase relationships in the system 
K 2 0-Al 2 0 3 -Si0 2 -H 2 0 between 25 and 250 °C. — Geochimica et CosmochimicaActa 55/5, 1353-1364. 

Bada G., Fodor L., Székely B. & Tímár G. 1996: Tertiary brittle faulting and stress field evolution in the Gerecse Mountains, northern 
Hungary. - Tectonophysics 255, 269-289. 

Báldi T. & Nagymarosi A. 1976: A Hárshegyi Homokkő kovásodása és annak hidrotermális eredete. -FöldtaniKözlöny 106/3, 257-275. 
Báldi T., B.-Beke M., Horváth M., Kecskeméti T., Monostori M. & Nagymarosi A. 1976: A Hárshegyi Homokkő Formáció kora és 
képződési körülményei. — Földtani Közlöny 106/4, 353-386. 

Blount, C. W. 1977: Barite solubilities and thermodynamic quantities up to 300°C and 1400 bars. -American Mineralogist 62, 942-957. 
Brown, P. E. 1989: Flincor: A microcomputer program fór the reduction and investigation of fluid-inclusion data. —American Mineralogist 
74, 1390-1393. 

Fodor F., Magyari A., Kázmér M. & Fogarasi A. 1992: Gravity-flow dominated sedimentation on the Buda slope — A sedimentary 
record of Continental escape of the Bakony Unit (SW-Hungary). — Geologische Rundschau 81, 695-716. 

Fodor F., Magyari Á., Fogarasi A. & Palotás K. 1994: Tercier szerkezetfejlődés és késő paleogén üledékképződés a Budai-hegységben. 
A Budai-vonal új értelmezése. — Földtani Közlöny 124/2, 129-305. 

Holland, H. D. 1967: Gangue minerals in Hydrothermal Deposits. — In: Barnes, H. F. (ed): Geochemistry of hydrothermal őre deposits. 
Holt, Rinehart and Winston, Inc., 425-436. 

Kaszanitzky F. 1956: Az alsóoligocén (hárshegyi) homokkő ásvány-kőzettani vizsgálata. — Földtani Közlöny 86, 244-256. 



Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


59 


Korpás L. 1981: A Dunántúli-középhegység oligocén-alsó-miocén képződményei. — MAFIÉvkönyv 64, 37-41. 

Korpás L. & Hofstra, A. H. (eds) 1999: Carlin gold in Hungary. — Geologica Hungarica 24, 131-331. 

Maklári L. 1940: Morfogenetikai vizsgálatok a magyarországi baritokon (doktori értekezés). —Palaestra Calasanctiana. A piaristák doktori 
értekezései az 1932. évtől 31, 41 p. 

Márton E. & Fodor L. 1995: Combination of paleomagnetic and stress data a case study írom North Hungary. — Tectonophysics 242, 
99-114. 

Márton E. & Fodor L. 2003: Tertiary paleomagnetic results and structural analysis from the Transdanubian Rangé (Hungary): rotational 
disintegration of the Alcapa unit. — Tectonophysics 363, 201-224. 

Molnár F. & Gatter 1.1994: Comparative mineralogic-genetic studies of sedimentary and hydrothermal barite crystals from Hungary. - 
Földtani Közlöny 124/1, 43-57. 

Nagy S. & Molnár F. 2006: The hydrothermal mineral paragenesis of the Ferenc-hegy Cave (Buda Hüls, Hungary). — Acta 
Mineralogica-Petrographica, Abstract Series, 5, p. 81. 

Sawkins, F. J. 1966: Őre genesis in the north Pennine orefiled, in the light of fluid inclusion studies. —Economic Geology 61, 385-401. 

Singer, A. & Müller, G. 1983: Diagenesis in argilliseous sediments. — In: Farsen, G. & Chilingar, G. (eds): Diagenesis in sediments and 
sedimentary rocks. Elsevier Scientific Publishing Company 2, 115-212. 

Kézirat beérkezett: 2007. 05.08. 



60 


Gál Benedek et al.: A Hárshegyi Homokkő Formáció hidrotermális kifejlődései 




0,25 cm 


b 
uq 

a 

1-2. Kalcedonerekkel sűrűn átjárt zóna apilisborosjenői Köves-bércen. 

3. Érc-típusú baritkristályok (Majdán-nyereg). 

4. Átmeneti kristályformájú baritkristályok (Majdán-nyereg). 

5. Rombos-táblás baritkristályok (Majdán-nyereg). 

6. kép: Vékony lemezes baritkristályok (Majdán-nyereg). 

1-2. Strongly silicifledstockwork zone at Köves Hitt, Pilisborosjenő. 

3. Barite chrystals from Majdán Saddle with „ore-type” morphology. 

4. Barite chrystals from Majdán Saddle with transitional morphology. 

5. Barite chrystals from Majdán Saddle with rhombic-tabular morphology. 

6. Barite chrystals from Majdán Saddle with thin, bladed morphology. 


Table I 


I. tábla 












Qeolotiif.ali 

138/1,61-83., Budapest, 2008 


A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és 
paleovulkáni rekonstrukciója 


Szepesi János 1 , Kozák Miklós 1 

1 Debreceni Egyetem Ásvány- és Földtani Tanszék H-4010 Debrecen, Egyetem tér 1. 


Palaeovolcanic reconstruction ofthe CserHill - Ó-Gönc rhyolitic rangé, 
Telkibánya, NW Tokaj Mts 


Abstract 

The textúrái and geochemical systemizing of domestic acid rock series based on common factors was nőt completed 
within the scope of the raw matériái exploration and mapping which took piacé in the 1970’s. The genetic scheme of acid 
lavas established during the geological investigation of the Tokaj Mts left many problems unsolved and the principal one 
of these is the genetic dismembering and interpretation of the perlite-rhyolite rock association. The latter oftenhas 
thicknesses which exceed 100 m. The explanation of the questions required a new volcanological model combining 
Hungárián and international scientific experiences. With the relief of this model, facies of the acidic bodies can be easily 
placed on the time scale of the eruptions due to their essential textúrái characters. The palaeovolcanic reconstruction 
becomes easier and more precise with the application of this method. One of our study areas is a hilly rangé on the right 
side of the Ósva Valley near Telkibánya in the NW part of the Tokaj-mountains. The diversity of acid lavas and rock facies 
have made this territory a classic study area and research has been carried out there fór a long time. The rocks were 
emplaced mostly after the explosion phase in the Sarmatian age (i.e. Szerencs Rhyolite Tuff Formation, Kishuta, Pálháza 
Member). The volcanic cycle tapped a small amount of residue melt and started with a lava flow system (Kőgát), followed 
by intensive dome activity (e.g. Cser Hill, Ó-Gönc, Ork Hills). The textúrái zonality of the bodies was formed as the 
resultants of the mechanical stresses during the emplacement, cooling rates, pressure relations and volatile content. Parts 
near the surface were chilled and became glass-like due to the fást cooling with the intensive vesiculation and brecciation 
of the edges. The textúrái variety of the rhyolites was formed by the higher temperature which caused devitrification and 
groundmass crystallization toward the insides. The morphological differences influenced the heat flux directions and 
thus subhorizontal textúrái zonality was formed at the base of the steep lava domes. The flattened flows had a subvertical 
arrangement. The original forms and distinct mechanical stability of the glassy and crystalline facies explain the present 
day morphology. 

Keywords:perlite, rhyolite, dome, lava flow, facies, genetic system 


Összefoglalás 

A hazai savanyú lávakőzet-sorozatok egységes szempontok alapján történő genetikai szöveti és geokémiai tagolása, 
értelmezett rendszerezése az 1970-es évek térképezési-nyersanyagkutatási munkái keretében nem vált teljessé. A 
savanyú vulkánitokra a Tokaji-hegység földtani térképezésekor kidolgozott genetikai rendszer több problémát nyitva 
hagyott, amelyek közül legfontosabb a gyakran 100 méter vastagságot meghaladó perlit-riolit kőzetasszociáció szövet¬ 
típusainak genetikus értelmezése. A kérdések tisztázása egy új, a hazai és a nemzetközi szakirodalmi ismereteket ötvöző 
vulkanológiai modell kialakítását igényelte. A modell segítségével a savanyú vulkáni testek fáciesei — alapvető szöveti 
jellegeik alapján — elhelyezhetők a kitörések időskáláján. Vizsgálataink egyik modellterülete a Tokaji-hegység ÉNyi 
részén, a telkibányai Ósva-völgyet É felől keretező hegysor. Fáciestani változatossága miatt e terület a szarmata korszak 
explóziós vulkáni szakaszát követő, döntően lávakőzeteket szolgáltató savanyú vulkánitok (Szerencsi Riolittufa 
Formáció Kishutái és Pálházai Tagozat) klasszikus, régóta vizsgált előfordulása. A kismennyiségű maradékolvadékot 
megcsapoló vulkáni ciklus egy riolit lávaárszerkezet létrejöttével indult (Kőgát), amelyet intenzív dómtevékenység 
(Cser-hegy, Ó-Gönc, Ork-hegyek) követett. A testeken belüli szöveti övezetesség a helyfoglaláshoz kapcsolódó 
mechanikai igénybevétel, a hűlési ráta, a nyomásviszonyok, és a könnyenilló tartalom eredőinek függvényében alakult ki. 
A testek felszínhez közeli részei a gyors lehűlés eredményekét üvegesen dermedtek meg, a peremek intenzív 






62 


Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója 


horzsásodása, breccsásodása mellett. A belső részek felé emelkedő hőmérséklet devitrifikációt, alapanyag 
krisztallizációt okozva hozta létre a riolit szöveti változatait. A hőkiáramlás irányait befolyásoló morfológiai 
különbségek miatt a meredek dómok bázis részein a szöveti zónák szubhorizontális, míg a lapultabb lávaárak esetében 
szubvertikális elrendeződése alakult ki. Az elsődleges formák, az üveges és kristályos fáciesek eltérő mechanikai 
szilárdsága a mai eróziós formakincset is értelmezhetővé teszik. 

Tárgyszavak: perlit, riolit, dóm, lávaár, fácies, genetikai rendszer 


Problémafelvetés, célkitűzések, adatforrások 

A savanyú lávakőzetekkel kapcsolatos kőzettani- 
fáciestani észlelések a XVIII. századig nyúlnak vissza 
(Fichtel 1791, Townson 1797, Esmark 1798). A 
Richthofen által 1861-ben nevesített átfogó „riolit” kőzet¬ 
kategória genetikai kérdéseinek (pl. perlitképződés) tisztᬠ
zására azonban a XX. második feléig várni kellett. 

A Tokaji-hegység földtani térképezésekor Pantó (1964) 
és Ilkeyné Perlaki (1964,1972a) által kialakított genetikai 
rendszer legfontosabb érdeme az addig már sok kutatót 
tévútra vezető obszidián-perlit-riolit asszociáció fő és 
átmeneti kőzettípusainak elkülönítése volt. A térképezés 
tapasztalatait összegezve azonban komplex vulkanológiai 
értelmezésre, a fácies-forma kapcsolatok tisztázására csak a 
kisebb testek esetében nyílt lehetőség. Az akár több 100 
méter vastagságot meghaladó lávakőzet-sorozatok tagolása 
az addig napvilágot látott nemzetközi analógiák alapján 
nem valósulhatott meg. 

Az extruzív-effuzív savanyú vulkáni rendszer genetikai 
és fáciestani kérdéseit az USA Ny-i részén (Kalifornia, 
Oregon, Idaho) nagy tömegben jelentkező savanyú láva¬ 
kőzetek részletes terepi és fúrómagvizsgálatokon alapuló 
feldolgozása tudta egységesen értelmezett rendszerbe 
rendezni (Manley & Fink 1987, Fink [ed.] 1987 stb.). 
Ennek eredményei azonban, sajnos csak a legutolsó tokaji- 
hegységi perlit prognózist (Gyarmati 1981) követően láttak 
napvilágot. 

A savanyú lávakőzetekkel kapcsolatban végzett korábbi 
kutatásaink (Kozák 1979, Gyarmati et al. 1986, Szepesi et 
al. 1999) és a terepbejárások során a következő célkitűzések 
fogalmazódtak meg: 

1. a korábbi kutatások fúrásdokumentációinak újra¬ 
feldolgozása, 

2. a fáciesek és szöveti változatok nevezéktani, genetikai 
újraértékelése, 

3. a helyfoglalási folyamatok tagolása, a szöveti 
változatok elhelyezése a kitörések relatív időskáláján, 

4. paleovulkáni dóm és lávaár helyfoglalási modell 
megrajzolása, 

5. a kiválasztott modellterület 200 métert meghaladó 
lávakőzet-sorozatának tér és időbeli tagolása. 

A telkibányai Ósva-patakot keretező vulkáni hegysor 
újravizsgálatát a testek és fáciesek változatossága (lávaár, 
összetett és monogenetikus dagadókúpok), a fő- és mellék¬ 
völgyek által biztosított eróziós feltártság, a nyersanyag- 
kutatás szolgáltatta mélyfúrási információk indokolták. A 
terepbejárások feladata az eredeti formák és főként a sze- 
gélyfáciesek erőteljes erodáltsága miatt azoknak a szöveti 


bélyegeknek az azonosítása volt, amelyek a testek szerkeze¬ 
tének és kapcsolatrendszerének rekonstrukcióját lehetővé 
teszik. A részletes mintavételezés eredményeként a szöveti 
vizsgálatokhoz mintegy 15 nagyméretű felületi és több mint 
150 mikroszkópi vékonycsiszolat készült, ahol a szöveti 
irányítottság indokolta, ott egymásra merőleges, orientált 
metszeteket is vizsgáltunk. A földtani kort a Cser-hegy 
riolitjából e tanulmányhoz, a Debreceni Atommagkutató 
Intézetben készült K/Ar kormeghatározás tisztázta. 

A kőgáti területen a perlit nyersanyagkészleteinek 
megismerésére két felderítő kutatás is történt (Ilkeyné Per¬ 
laki 1972b, Gyarmati 1981). A kőzetváltozatok petrográ- 
fiai és geokémiai jellemzéséhez a kutatási zárójelentések 
leírásait és főelem-analíziseit (61 db) is felhasználtuk. A 
nyomelem- és ritkaföldfém-eloszlás összehasonlító elemzé¬ 
se irodalmi források (Downes et al. 1995, Rózsa et al. 2006) 
és tanulmányunkban publikált adatsorok alapján lett össze¬ 
állítva. Elemzéseink a Magyar Állami Földtani Intézet 
geokémiai laboratóriumában készültek. A főelemek ICP- 
AES, a nyomelemek és ritkaföldfémek ICP-MS módszerrel 
kerültek meghatározásra (Bartha & Bertalan 1997). 

Kutatástörténeti vázlat 

Telkibánya a Kárpát-medencei érchordozó neutrális és a 
fáciesgazdag savanyú vulkanizmus egyik klasszikus 
előfordulási területeként több mint két évszázada vonzza a 
hazai és külföldi kutatókat (Ficthtel 1791, Esmark 1798, 
Zipser 1817). Az észlelések zöme azonban nagyon sokáig 
csak a Kánya-hegy központú aranybányászati terület 
kőzetanyagára vonatkozott, míg a savanyú lávakőzetekkel 
kapcsolatban csak szórványos említések történtek. A XIX. 
század második fele a magmás petrográfia forradalmi 
időszaka volt, ekkor kezdődött meg a korábbi ismeretek 
rendszerezése. Ennek egyik legfontosabb állomásaként 
Richthofen (1861) ásványtani és kémiai vizsgálatok 
alapján létrehozta a riolit kőzetkategóriát. Szintézisének 
megalkotásakor egyik fontos kutatási területe volt 
Telkibánya környéke, ahol elkülönítette az alapvető riolit 
(fluidális, litoidos) és perlit (obszidiános, szferolitos) 
típusokat. A perlit keletkezését a korabeli „neptunista” 
felfogást képviselve a láva vízbeömlésével magyarázta. A 
terület első 1: 144 000 méretarányú földtani térképének 
elkészítése Wolf (1869) nevéhez fűződik. 

Szabó J. bányamérnök geológust, a riolitok első hazai 
kutatója szorosan kötődött a Hegyaljához és tágabb érte¬ 
lemben a Tokaji-hegységhez. Az obszidiánokkal kapcso¬ 
latban Telkibányán is végzett megfigyeléseket és a perlit 



Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


63 


obszidiánból történő származása mellett foglalt állást 
(Szabó 1867), amelyet később kísérletekkel is igazoltak 
(Ross & Smith 1955). A Szabót követő petrográfiai leírások 
(Szádeczky 1886,1890, Vendl 1927) genetikai kérdéseket 
nem feszegettek, osztályozásaik alapját a csekély mennyi¬ 
ségű fenokristály-tartalom jelentette, melynek alapján 
ortoklász és plagiokász riolitokat különítettek el. 

A terület kőzetanyagának első monografikus leírása 
Liffa A. nevéhez fűződik, aki alapvető munkájában több 
mint 20 éves kutatásainak eredményeit foglalta össze (Liffa 
1953a, b). Helyesen ismerte fel, hogy „a perlit a riolitláva 
fácieseként tódult a felszínre”, ám ezt a nagyon fontos 
megállapítást a későbbi kutatások nem vették figyelembe. A 
ciklus utolsó képviselőjeként Hermann (1952) foglalkozott 
a riolitok kőzettani és geokémiai jellemzésével. Aprólékos 
mikroszkópi vizsgálatokkal elkülönített, a devitrifikáció 
sokszínűségét tükröző riolittípusainak terepi lehatárolása 
azonban szinte lehetetlen feladat. 

Az 1960-as években a Tokaji-hegység földtani térképe¬ 
zésének és nyersanyagkutatásának megindulása új modell 
kialakítását tette szükségessé. A nemzetközi vulkanoló- 
giában ekkor csúcsosodó ignimbrit kérdéskörrel párhu¬ 
zamosan Pantó és Ilkeyné Perlaki ekkor alakították ki a 
láva-habláva-piroklasztikum ár fő kategóriákból álló 
genetikai rendszerüket. A láva (obszidián-perlit) és habláva 
(riolit) kategóriákat időtartalom alapján egyértelműen 
különválasztották, s a közöttük lévő szoros kapcsolatot nem 
tartották valószínűnek. Az ide vonatkozó korábbi meg¬ 
figyeléseket (Liffa 1953a, Varjú 1956) nem illesztették 
rendszerükbe. Eredményeik összefoglalását a Sátoralja¬ 
újhely 1:200 000 magyarázó (Pantó in Bóczán et al. 1966) 
és a Tokaji-hegység savanyú vulkanizmusát egészében 
felölelő monográfia tartalmazza (Ilkeyné Perlaki 1972a). 
Vizsgálati területünk kőzetváltozataira vonatkozó részletes 
észleléseket a Gönc és Nyíri 1:25 000 méretarányú földtani 
magyarázók és térképlapok közölnek (Ilkeyné Perlaki 
1966, 1978). A Telkibánya környezetében (főként a Kőgát 
környékén) azonosított nagy mennyiségű perlit feltárására 
és készleteinek meghatározására két ciklusban folyt nyers¬ 
anyagkutatás (Ilkeyné Perlaki 1972b, Gyarmati 1981). 
Bár az orosz kísérleteken alapuló modellel (Volarovics 
1944) a perlit haszonanyag eloszlásában rejlő törvény- 
szerűségek értelmezhetők voltak, a fáciesek és az eróziós 
formakincs kapcsolatának feltárásával adósak maradtak. A 
Csenkő-vízgyűjtő felépítésének és eróziós transzport 
folyamatainak vizsgálatakor (Kozák 1979) ezek a kérdések 
részben megfogalmazódtak, de megoldásukra akkor még 
nem nyűt lehetőség. 

A kutatások a Kurtabérci-patak mentén jelentkező 
opálváltozatokra is ráirányították a figyelmet és tisztázták a 
riolitváltozatokkal fennálló genetikai kapcsolatokat (Kozák 
1979, Gyarmati et al. 1986). A hazai ásványlelőhelyeket 
feldolgozó sorozat keretében 1994-ben jelent meg a Telki¬ 
bányára vonatkozó földtani ismeretek monografikus össze¬ 
foglalása. Bár ez nagyobb részben a kánya-hegyi érces 
terület ásványtani-petrográfiai ismereteit tartalmazza, a 
riolitos terület kőzetföldtani viszonyait, az opál történetét, 


ásványtani vizsgálatának eredményeit is ismerteti (Kozák 
1994, Papp 1994, Takács 1994). 


Szerkezeti viszonyok, földtani környezet 

A jelen munkában vizsgált riolit-perlit vulkáni vonulat 
Telkibányától DK-i irányban, a község fölött magasodó, 
tájképileg is jellegzetes Cser-hegytől az Ó-Göncig húzódó 
alacsony középhegységi erodált vulkáni hegysort öleli fel. 
A savanyú vulkanizmus termékei jóval nagyobb felszíni 
elterjedésben K-i irányban Pálházáig, DK felé Óhuta 
környékéig követhetők a felszínen (7. ábra). 

A kitörési centrumok némileg centrolabiális jelleggel a 
tágabb térség mezotektonikai szerkezetéhez, az alaphegy- 
ségi aljzat töréseihez igazodnak. E szerkezetfejlődés fő 
fázisai és tendenciái a közeli Bükk hegység és az 
Uppony-Szendrői paleozoos küszöb kiemelt alaphegységi 
tönkjein tanulmányozhatók legjobban. Az ottani mérések 
egyértelműen igazolják, hogy az északkelet-magyar¬ 
országi térség a késő-jurától a jelen időszakig alapvetően 
két fő, egymásra közel merőleges kompressziós hatásnak 
volt kitéve. Ezek részben ismétlődtek, részben térben és 
időben átfedték egymást (Kozák et al. 2001). Ugyanakkor 
a két fő térrövidülési irány (ÉK-i, ÉNy-i) azonos 
orientációja, fejlett haránttörései és diagonális törésrajai 
meghatározták a köpenyig felhasadozott kéreg magma- 
felnyomulási irányait. A kettő közül az ÉK-i vergenciájú 
tekinthető elsődlegesnek és korábban lecsengő hatásúnak 
az ÉNy-ival szemben. A Tokaji-hegység esetében a kétféle 
kompresszió erőteljes kiemelkedést és kétirányú gyűrődést 
eredményezhetett, a mezozoos rétegsor csaknem teljes 
lepusztulását idézve elő. A későbbiekben, feltehetően a 
miocén során a két erő megújult eredőjeként északias 
vergenciájú kompresszió érvényesült, melynek É-D-i 
haránttörései és konjugált litoklázisai a Tokaji-hegység 
aljzatában is érzékelhetők. 

A badeni korszak elején egy 100 km hosszú, ÉÉK- 
DDNy-i csapású vulkano-tektonikus süllyedékben kezdő¬ 
dött meg a ma szlovákiai Eperjes-Szalánci-hegységgel 
földtani egységet alkotó Tokaji-hegység réteg vulkáni 
komplexumának kialakulása. A vonulatnak a Belső-Kár- 
páti-öv tagjaihoz hasonló markáns bimodalitása mellett 
egyediségét az andezites és a riolitos termékek közel 
azonos arányú megjelenése adja. A működés az általános 
medencefejlődési tendenciáknak megfelelően szubmarin 
környezetben indult, majd a vulkáni anyag mennyiségének 
növekedésével a szárazföldi térszín fokozatos dominánssá 
válását idézte elő. 

Az andezites-dácitos centrumok mellett (Baskó- 
Regéc, Vágáshuta-Fekete-hegy), tufaárakat, pliniuszi kitö¬ 
réseket szolgáltató savanyú vulkáni központok működtek 
(Telkibánya-Pálháza, Erdőbénye-Erdőhorváti, Abaúj- 
szántó-Szerencs-Bodrogkeresztúr). A sekélyszintű mag¬ 
makamrák fejlődési tendenciáinak megfelelően (Colé et 
al. 2005) a nagy vastagságú tufahorizontok kialakulását a 
kitörési energia csökkenésével, változó intenzitású, int- 




64 


Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója 



1. ábra. A vizsgálati terület egyszerűsített földtani térképe és tágabb környezetének helyszínrajza. Készült a 
Gönc és Nyíri M = 1:25 000, valamint a kőgáti (Ilkeyné Perlaki 1972b) és a tokaji-hegységi perlit prognózis 
(Gyarmati 1981) M = 1:1000 és 1:5000 földtani térképlapok felhasználásával 

Feküképződmények (szarmata): 1 - Piroxénandezit (Baskói Andezit Formáció), 2 - Savanyú piroklasztikumok (áthalmo¬ 
zott, hullott és ártufák), 3 - Agyag (Szerencsi Riolittufa Formáció, Kékedi Tagozat, Fűzérkomlósi Tagozat), Savanyú láva¬ 
kőzetek (szarmata-pannóniai, Szerencsi Riolittufa Formáció Kishutái Riolit és Pálházai Perlit Tagozat): 4 - Riolit (szürke 
fluidális és vörös), 5 - Perlit (gyöngyköves, obszidián jellegű), 6 - Szferolitos perlit, 7 - Perlitbreccsa, 8 - Florzsaköves perlit 
Figure 1. Geological map of the study area with the layout of the surroundings (Based on Gönc and Nyíri M = 1:25 
000 and M = 1:1000, 1:5000 geological maps of Telkibánya-Kőgát (Ilkeyné Perlaki 1972 b and Tokaj Mts 
( Gyarmati 1981) perlite predictions 

Bedrocks (Sarmatian): 1 -Andesite (Baskó Andesite Formádon) 2 —Acidpyroclastics(reworked, ash fali tuffs and ignimbrites, 3 
- Clay (Szerencs Rhyolite Tuff Formádon, Kéked, Füzérkomlós Secdons), Acid lavas (Sarmatian-Pannonian, Szerencs Rhyolite 
TuffFormation, Kishuta Rhyolite and Pálháza Perlite Members), 4-Rhyolite (greyfluidal and red), 5 - Perlite (obsidian-like, grey 
perlite), 6—Spheruliticperlite, 7—Perlite breccia, 8 - Pumiceous perlite 


ruzív-extruzív jellegű dóm és lávaár tevékenység követte. 
E ciklusokból a hegység fejlődéstörténete folyamán 3 
zajlott le (badeni, szarmata, szarmata-pannóniai). A 
szarmata ciklus („felső-riolittufa”, Szerencsi Riolittufa 
Formáció Pálházai és Kishutái Riolit Tagozata, Kozák & 
Püspöki 1999, Gyalog & Budai 2004) legnagyobb területi 
kiterjedését és intenzitásmaximumát a Tokaji-hegység 
északi riolitterületén érte el, Szádeczky (1886) szavaival 
„Magyarország legnagyobb riolitmasszáját” hozva létre. 
A Gönctől Pálházáig húzódó terület a vulkanizmus 


őskörnyezeti viszonyai és az explo- 
zív-extruzív működés arányának 
jelentős eltérései alapján terüle¬ 
tileg kisebb egységekre tagolható 
(Szepesi 2004). így jelen vizsgálati 
körzetünk a gönci Nagy-patak és a 
Sényő-völgy közötti lávakőzet do¬ 
minanciával jellemezhető Gönc- 
Telkibányai-egység része (7. ábra). 

Az Ósva-patak vízgyűjtőterü¬ 
letének felszínét mintegy 20%-ban 
felépítő perlit- és riolitváltozatok fe- 
küjét a szarmata első felében kiújuló 
explozív vulkanizmus hullott és se¬ 
kélytengeri körülmények között át¬ 
halmozott, gyakran üledékekkel ke¬ 
veredő agyagos-tufitos változatai 
képviselik ( Szerencsi Riolittufa For¬ 
máció Kékedi Tagozata ). A tufaso¬ 
rozat kialakulása vulkanotektonikus 
beszakadásokat idézett elő, melynek 
következményeként a telkibányai 
pincesoron még felszínen lévő 
összlet K-DK felé változó mély¬ 
ségbe került. Míg a Kis-Ork-hegy K- 
i oldalán mélyült Telkibánya Tb-3 
fúrás máshol nem észlelt, kiemelt 
helyzetben 420 méter tszf. magas¬ 
ságban harántolta, az Ósva patak 
völgytalpán (313 m tszf.-tői) mé¬ 
lyített 100 méteres Tb-5 fúrás nem 
érte el és talpig fluidális riolitban 
haladt ( 6., 7. ábra). Területünktől D- 
re, a gönci Nagy-patak völgyében 
mélyült Tb-7-es fúrás 276 méter tszf. 
magasságban ért el egy összesült 
riolit ártufaszintet. Ezek alapján a 
kutatási terület 20 km 2 -es környe¬ 
zetében egy mozaikosan, 200 métert 
is meghaladó szintkülönbségekkel 
tagolt, egyenetlen aljzatú, D-DK-i 
lejtésirányú szarmata paleovulkáni 
térszín rajzolható meg. 

A kutatásunk tárgyát képező 
lávakőzetek ( Szerencsi Riolittufa 
Formáció Pálházai, Kishutái Riolit 
Tagozat) a Cser-hegy riolitjának 
K/Ar korvizsgálata alapján 11,77+0,33 millió évvel ezelőtt, 
már szárazföldi környezetben kezdték meg helyfoglalᬠ
sukat. Az olvadékok felszínre kerülése az aljzat töréseihez 
és az ártufa szolgáltatási központok beszakadási irányaihoz 
igazodott (egy ilyen központot Telkibánya ÉNy-i részén 
azonosítottak Horváth & Zelenka 1994). A vizsgált vo¬ 
nulat csapásiránya az ÉNy-DK és az erre merőleges lefu¬ 
tású törésrendszer dominanciáját támasztja alá. 

A savanyú vulkáni ciklus explozív és a lávakőzeteket 
szolgáltató extruzív ritmusával térben és időben össze- 





























































































Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


65 


fogazódva, több fázisban intermedier magmafelnyomulás 
történt. A vizsgálati területtől északra kálimetaszoma- 
tózist szenvedett andezittestek találhatók (Baskói Andezit 
Formáció, Telkibányai Kálimetaszomatit Tagozat). Az 
Ósva-patak DNy-i vízválasztó vonulatának tetőrégióját, a 
riolit erodált felszínére települve a Tokaji-hegység utolsó 
intermedier ciklusát képviselő savanyú, lemezes piroxén- 
andezit centrolabiális centrumokhoz köthető lávaárron- 
csai építik fel („tetőandezit” Amadévári Andezit For¬ 
máció). 

A vulkánitok Telkibánya környéki bimodális kifej¬ 
lődése több eltérő mélységben kialakult, változóan diffe¬ 
renciált és kontaminált anyagú másodlagos-harmadlagos 
magmakamra közel egyidejű létezését valószínűsíti. Ezek 
orientált hőkiáramlása, felfűtő, elemeket és pórusfolya¬ 
dékokat remobilizáló hatása okozhatta a terület főként É-i 
részének káliumban gazdag, kovás, néhol érces oldatok 
által létrehozott elemdúsulásait (K-metaszomatózis, 
hidrotermás ércesedés, É-D-i csapású szubvertikális 
dőlésű kovás és limonitos telérek, agyagosodás, hidro- és 
limnokvarcit-képződés). 

A savanyú vulkáni testek rekonstrukciójának 
módszertani kérdései 

A vulkáni testek típusai, 
helyfoglalási modellek 

A savanyú lávák helyfoglalásakor kialakuló fácies- 
sorend első teljes leírását Tolcsva környezetének térké¬ 
pezésekor Varjú (1954) készítette el. A hegység más terüle¬ 
teire kiterjesztett hasonló rekonstrukció a térképezési, 
nyersanyag-kutatási célkitűzések mellett háttérbe szorult. 
Csillag & Zelenka (1999) közeltmúltban megjelent 
modellszerű közelítése a helyfoglalási környezetek átfogó 
ismertetését nyújtja, de a korábbi kutatási anyagok 
megállapításainak átvétele mellett részletes folyamat- 
elemzéssel nem foglalkoztak. 

A savanyú vulkáni testeknek két fő típusa ismert a dóm 
és a lávaár (a lávatű a geológiai időskálán rövid életű 
képződmény). Az olvadékok két különböző jellegű hely- 
foglalása döntően az olvadék mennyisége és a paleovulkáni 
térszín morfológiai adottságainak a függvényében választ¬ 
ható szét. A vulkáni dómok esetében a kisebb tömeg és az 
enyhe lejtőszög nem tesz lehetővé nagy mértékű mozgást, 
az olvadék dagadókúpot képezve a kürtő közelében 
halmozódik fel. A lávaárak esetében a lejtőszög növekedése 
a felszínre került olvadék kürtőtől való folyamatos 
eltávolodását segíti, amelynél így az anyag laterális 
szétterjedése dominál (Fink & Manley 1987). A dómok 
növekedése összetett folyamat. Ha az olvadék a test belső 
részén típusos dagadókúp jelleggel akkumulálódik, akkor 
endogén (9. ábra), ha a felszínt elérve kisebb lávalebeny 
formájában szétterül, akkor exogén növekedésről beszél¬ 
hetünk. Az egy rövidebb ciklus alatt létrejött kisebb testek 
az ún. monogenetikus dagadókúpok. A szakaszos működés, 


az endogén és exogén ciklusok váltakozása nagyobb méretű, 
összetett testeket eredményez, ami a fáciestani rekonstruk¬ 
ciókat jelentősen megnehezítheti (pl. Erdőbénye-Tolcsva, 
Pálháza). 

Afáciesek genetikai értelmezése 

Az elmúlt 30 évben hazai elméleti kutatások hiányában 
szükségessé vált nemzetközi kutatások (amerikai, új- 
zélandi, ausztrál, és örmény) eredményeinek össze¬ 
hasonlító feldolgozása. Ez főként egyes jelenségek kiváltó 
okainak (pl. horzsásodás, mikroexplóziók), hatásmecha¬ 
nizmusainak átértékelését (devitrifikáció,) nevezéktani és 
genetikai (breccsásodás) egységesítését jelentette. Az I. 
táblázat az olvadék kialakulásától a posztgenetikus 
folyamatokig tartalmazza az egyes jelenségek aktivitási 
intervallumait. A savanyú lávafáciesek kialakulásában a 
hőmérséklet (hűlési ráta) vezérlő szerepe mellett a 
mechanikai igénybevétel, az illótartalom, és a nyomás¬ 
változás lesznek a legfontosabb vezérlő tényezők. Ezek a 
testen belül elfoglalt térbeli pozíció és a kitörés relatív 
időrendjének megfelelően juthatnak vezető szerephez és 
hoznak létre egyedi tulajdonságokkal rendelkező szöveti 
zónákat-fácieseket. 

A savanyú extrúziók sokváltozós rendszere két elsőd¬ 
leges fáciestípust hoz létre. A testek leggyorsabban lehűlő 
szegélyei üvegesen dermednek meg (obszidián), míg az 
instabil üveg szerkezeti átalakulását előidéző üveg- 
telenedés (devitrifikáció) és alapanyag-krisztallizáció hoz¬ 
za létre a riolit kőzetcsoportot. Az üveg-riolit arányokat a 
felszínközeli vagy felszíni kifejlődés határozza meg. A 
legkisebb hűlési ráta a kürtő közelében mérhető. A lefojtott 
környezetben, a nagyobb hőtartalék okozta lassú hűlés 
miatt a keskeny kontaktzónák kivételével szinte az egész 
anyag devitrifikálódik, a létrejövő riolit aránya a 90%-ot is 
meghaladhatja. Felszíni körülmények között gyorsabb 
hűlés miatt az üveg-riolit megoszlás a test méretétől 
függően tág határok között változhat. Kisebb dómok akár 
teljesen üvegesek is lehetnek, a méret növekedése a riolitos 
„mag” arányának növekedéséhez vezet. A lávaárak 
esetében vastagságtól függően a nagyobb hőmérsékletű, 
intenzív devitrifikációt szenvedett belső részletek aránya 
8-70% között ingadozik (Manley & Fink 1987, Orth & 
Mcphie 2003). 

A fáciesek elrendeződése a hűlés irányára alapvetően 
merőleges, ami a testek morfológiai különbségei miatt 
eltéréseket mutat. A lapultabb morfológiájú lávaáraknál a 
fekü lefutásával párhuzamos, vertikális kőzetsorozat alakul 
ki ( 6., 8. ábra), szemben a dómoknál (főként a bázisrésze¬ 
ken) a kürtő köré koncentrikusan rendeződő szubhorizon- 
tális övezetességgel (9., 10. ábra). 



az adott jelenség intenzitását jelölik) 


66 


Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója 


(jjbliüz LtdAüzs) j3sap£i| 




II 

%\Ű 

pl| 

líll 

íré 

mii 


£ =■=. 
-tS 


I 






































































































































Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


67 


A vizsgálati terület kőzetfáciesei feltüntettük, a testeken belüli elhelyezkedésüket, szerkezeti, 

szöveti tulajdonságaikat. A létrehozó domináns folyamat 
Az //-///. táblázatokban szereplő kőzettípusok ismerte- rövid összegzése mellett az értelmezés irodalmi 
tése a testek hűlési viszonyainak függvényében a külső hivatkozásait is szerepelnek, 
övéktől befelé halad. Az egyes fáciesövek esetében 

II. táblázat. A telkibányai perlitfáciesek genetikai-szöveti jellemzése 


Table II. Genetic-textural characterization of perlite facies zones at Telkibánya 



Szöveti zóna 

Helyzet 

Létrehozó folyamat 

Szín. szerkezet 

Szöveti jellemzők 

Előfordulás 

Irodalom 

Perlitek 

Horzsás periit 
(I. 1. tábla) 

Dóm és lávaár 
szegély 

A láva maradék illótartalma a 
külső zónákban akkumulálódik és 
a felszín felé migrálva gáz¬ 
áramlási csatornákat hoz létre 

Szürke, rózsaszín, változó mér¬ 
tékben oxidált üveges, fluidális 
alapanyag, gyenge egyenetlen 
fejlettségű perlit-es szerkezettel 

A gázáramlás horzsa csövei 10- 
100 pm átmérővel. A hor- 
zsásodott alapanyag aránya 540 
térP/o közötti 

Kőgáti nyersanyag 
kutató fúrások, 
Cser-hegy üveges 

szegélyei (ÉK, DNy). 

Ilkeyné Perlaki 
1964, Pantó 1966, 
Fink £ Manley 1981 


Kontakt íám- 
brecesa 
(1 1 tábla) 

Dómok szegélye 
lávaárak bázisa 

Az olvadékmozgás (dómoknál 
endogén, exogén növekedés) és a 
gyors hülés a test szegélyeken 
mechanikai aprózódást okoz 

Szürke szögletes blokkok (30- 
60 cm) világos színű finom 
törmelékes (cm-mm) mátrix¬ 
ban 

Változó mértékben horzsásodott 
alapanyag, a kontaktustól távo¬ 
lodva a tömör üveg arányának 
fokozatos növekedésével. A kon¬ 
taktus közelében a mátrix limo- 
nitosan, agyagosán bontott 

Templomdomb K-i 
DK-i szegélye, Tb-11 
fúrás 73,5-83,9 m 

Richthofen 1860, 
Szádeczky 1886, 
Ilkeyné Perlaki 
1972 a 

Blokk láva 
(falus 
l. 1. tábla) 

Szubareális dóm 
és lávaárfélszín 

A kis extrúziós sebesség, a nagy 
viszkozitás és a gyors hülés a 
lávaárszegélyeken intenzív blok¬ 
kos fragmen-tációt eredményez 

Szürke-rózsaszín, blokkok, (0 
<0,5 m, ritkán 0 >0,5 m) 
finomabb törmelékes (-inni- 
cm,), változó mértékben perli¬ 
tes mátrixban 

A felszínhez közel dominál a 
horzsás alapanyag, a belső részek 
felé egyre tömöttebb, üveges 
szerkezettel 

Kőgáti nyersanyag- 
kutató fúrások leg¬ 
felső szakaszai (.-'tt; 
20 m) 

Richthofen 1860, 
ÍLKEWÉ Perlaki 
1972a, b 

Mikro-explóziós 
breccsa (kemény 
perlit-breccsa) 

Mozgó lávaár 
húzásos felszíni 
szakaszai 

Csökkent viszkozitású, illóak- 
kumulációs zónák olvadékmoz¬ 
gás kiváltotta húzófeszültség alá 
kerülése autobreccsás mikroexpló- 
ziókhoz vezet 

Szürke-fekete perlites szerke¬ 
zetű, ép üvegfoltok a tufa- 
szerűen fragmentálódott vörö¬ 
ses mátrixban 

Az oxidálódott, vörös, horzsás 
mátrixba (<cm) (mm-cm), üveges 
alapanyagú vagy gyengén devit- 
rifikálódott törmelék ágyazódik. 

Kőgáti nyersanyag- 
kutató fúrások vál¬ 
tozó vastagságú (~m) 
szintjei 

Ilkeyné Perlaki 
1972a.h, 

Fink & Manley 1987 
Anderson el al. 1998 

Periit 

(obszidián jellegű, 
gyöngykűm, 

1. 1, tábla) 

Dóm és lávaár 
külső átmeneti 
öv 

A növekvő litosztatikai nyomással 
a horzsásodás megszűnik. A 
perlites szerkezet szin- vagy 
posztgenetikus gömbszimmetri¬ 
kus levelesedés és hidratáció 
eredménye 

Obsz. jeli periit. Fekete- 

üvegfényü kagylós törésű 

változat gyengén fejlett perlites 
szerkezettel (~mm), 

Gyöngyköves periit. Szürke, 

morzsalékos változat jól fejlett 

(mm-cm) perlites szerkezettel 

Fluidálisan irányított üveges 
alapanyag, az egymásba ágya¬ 
zódó gyöngykőstruktúrák, 

hagymahéj-szerű, koncentrikus 
lefutási vonalaival 

Ósva és mellékvölgyei 
Templomdomb 
Cser-hegy Kossuth 
utcai védett feltárás 

Szabó 1866, 

Ross & Smith 1955, 
Pantó 1966 
Ilkeyné Perl aki 
I 972a,b 

Szferolitos periit 
(l 2. tábla) 

Dóm és lávaár 
középső 
átmeneti zóna 

A nagyobb hőmérséklet hatására 
meginduló devitrifikáció és alap¬ 
anyag krisztallizáció az üveges 
alapanyagot mikro-, kripto- 
kristályos, szferokristályos struk¬ 
túrákba rendezi 

Fluidálisan irányított szürke 
periit (1-50%), Sugaras 
szferoidtömegek (10-60 cm) 
nagyméretű litofízákkal (~cm- 
dm), Kihengerelt litoidos riolit 
sávok változatos litofízákkal 
(cm, dm) 

Perlites szövetű kőzetüveg mik- 
rokristályos-felzites foltokkal, 

több generációs fluidális szferolit 
(mm-cm). Füzérekkel. A nagy¬ 
méretű lítofízák felszí-nét tridimit 
kérgezi be. Egy részüket opál 
(méz, tej viasz, nemes) néha 
kalcedon töltötte ki 

Kőgáti fúrások perlit- 
riolit közötti átmeneti 
zónái, 

Cser-hegy Kossuth 

utcai védett feltárás 

Ilkeyné Perlaki 
I 972a,b 

Kozák 1979 
Gyarmati el al. 1986 
Stevenson et al 1994 


III. táblázat. A riolittípusok genetikai-szöveti jellemzése 

Table III. Genetic-textural characterization ofrhyolite types at Telkibánya 



Szöveti zóna 

Helyzet 

Létrehozó folyamat 

Szin, szerkezet 

Szöveti jellemzők 

Előfordulás 

Irodalom 


Szferolitos 

riolit 

(t. II. tábla) 

Dóm, lávaár 
középső 
átmeneti 
zónája, 
lávaár alsó 
kontakt 

öve 

A hűlés szakaszosságát bizonyító 
szferolitok gyors hőmérsékletválto¬ 
zás eredményei, a mikrokristályos 
részletek további hővezetéssel, tartó¬ 
san nagy hőmérsékleten, alapanyag- 
krisztallizációval képződtek 

Világos, mikrokristályos alap¬ 
anyag változatos morfológiájű, 
szürkés színű szferolitgenerá- 
ciókat (mm-cm) ágyaz ma¬ 
gába 

A felzites, ekvigranuláris krisz- 
tobalitos mezők alkotta mátrixban 
sugaras elrendeződésü kristály¬ 
tűkből álló szferolitok. Nyílt 
szerkezetnél (0,5-2 cm) a felzites 
mátrix a szferolittűk között is jelent¬ 
kezik. A zárt, gömbszerű tömegek 
kisebb méretűek (<0,5 cm) 

Cser-hegy, Ó- Gönc, Kis- 
és Nagy -Ork hegy 

A kőgáti lávaár mélyebb 
tagozatai (fúrásokban) 
feltárás: Kutyaszorító 

Szabó 1866, Zirkel 
1873, Szádeczky 
1890, 

Pantó 1966, 
Ilkeyné Perlaki 
1972a 

Kozák 1979 


Malomkő 

riolit 

Csak 

dómbelső 

A dómbelsőbe jutó, változó köny- 
nyenilló tartalmú olvadékok a csök¬ 
kenő nyomású körülmények között 
intenzív hólyagüregképződéssel „fel¬ 
habzanak”. 

1. A stresszmentes környe¬ 
zetben egyenletesen felhabzott 
„darázskő” 

2, olvadékmozgás által flui¬ 
dálisan deformált, ellapult 
hólyagüregek 

Felzites, szferolitos, alapanyag, 
változó méretű (mm-cm) buborék¬ 
generációkkal. 

Cser-hegy, 

Cser, hegy, 

Ó-Gönc 

Pantó 1966 

Riolitok 

Szürke 
erezesd 
fluidális riolit 

a ii, .in. 

tábla) 

Dóm, lávaár 
centrum 

A láva lamináris vagy örvényszerű 
áramlása miatt kialakult folyásos 
szerkezetet a szövet alkotóelemeinek 
(devitrifikált övék, litofízúk, feno- 
kristályok) irányítottá váló elren¬ 
deződése rajzolja ki. 

Szürke üveges és világos 
mikrokristályos részletek mm- 
cm nagyságrendű váltakozása 
megtorlódó részeken örvény¬ 
szerű rajzolatokkal. Oszlopos 
(0,2-2,5 m), pados-lemezes 
(cm-dm) elválási felületekkel. 

Felzites, mikrofelzites (<10 pm) 
övék, szferokristályokkal (100-150 
pm), ekvigranuláris krisztobalit 
mezőkkel (250-500 pm). A hópe¬ 
hely (snowtlake) szövet szabálytalan 
rekrisztallizálódott foltokként (200- 
1000 pm) jelenik meg. 

Cser-hegy csúcs 

Ó-Gönc, Ork-hegyek tör¬ 
meléke, 

Ósva-völgy menti feltᬠ
rások, a Kőgáti fúrások 
mélyebb tagozatai. 

Richthofen 1860, 
Szabó 1866, Pantó 
1966, 

Manley & Fink 
1987 


Vörös riolit 

Lávaár, 

dómbelső 

A szferolitos periit és fluidális riolit 
átmeneti zónájában intenzív ková- 
sodás eredményeként létrejött válto¬ 
zat. Több helyen erőteljes agyagos 
elbontás is érte. 

1. Fészkes-litoidos változat 10- 
30 cm átmérőjű gumók vagy 
kihengerelt sávok, szürke flui¬ 
dális riolitban 

2. Összefüggő réteg 

Több méter vastagságban ko- 
vásodott zónák 

A szferolitos periit elsődleges szöveti 
jellegeit felülírta a kovásodás. 
Fluidálisan rendezett felzites, szfero¬ 
litos alapanyag (felzit, krisztobalit). 
Az apró hólyagüregek (mm) falát 
opál, tridimit, kalcedon kérgezi be 

Kutyaszorító-feltárások, 

A Kőgáti fúrásokban a 
forrás hasadék csapásᬠ
ban (ÉÉNy-DDK) azo¬ 
nosítható 

PÁLFFY 1915 
Borbély 1922 

PANTÓ1966 

Ilkeyné Perlaki 
1972a,b, 1978 
Kozák 1979 


Riolitbreeesa 

Lávaárbelső, 
alsó kontakt 
öv 

A olvadék mozgása okozta igény¬ 
bevétel a hüléssel csökkenő plasz- 
ticitási értékek miatt változó mérté¬ 
kű breccsásodást idéz elő a devitrifi¬ 
káció és alapanyag-krisztallizáció 
alatt álló belső zónákban 

Világos színű szögletes (mm- 
cm), sajátanyagú törmelék. Az 
átmeneti hőmérsékleti zónák¬ 
ban (belső, alsó) a mátrixot 
sötétebb színű üveganyag adja 

A korábban fluidálisan rendezett 
szferolitos-felzites alapanyagú sávok 
szabálytalanul illeszkedő törmelékké 
deformálódtak. Az igénybevételt a 
fenokristály töredékek arányának 
jelentős megnövekedése is jelzi. 

Tb 11 fúrás 

Tb-18 fúrás 

Pantó 1966 

Ilkeyné Perlaki 
1972a, b, 1978 
Kozák 1979 

Fink á Manley 

1987 


































68 


Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója 


Savanyú vulkáni üvegek 

Recens vulkáni területek esetében ezt a kőzetcsoportot 
kizárólag az obszidián és változatai (horzsás, breccsás, 
szferolitos) alkotják. A paleovulkáni környezet általános 
sajátossága, hogy a kőzeteik változó mértékű hidratációt 
szenvednek. Ross & Smith 1955, Nasedkin & Petrov 1962 
kísérletileg posztgenetikus, deszcendens vízfelvételt iga¬ 
zoltak. A testek belső részeiben előforduló perlites részletek 
jelenléte azonban megkérdőjelezi a folyamat ilyen mértékű 
hatósugarát. Itt a mozgás megszűnését követő, kis hőmér¬ 
sékleten (100-200 °C) bekövetkezett szingenetikus hidratá- 
ció valószínűsíthető (Mátyás 1971, Davis & Mcphie 1996). 

Riolitok 

A riolitok szöveti sokféleségének tudományos igényű 
rendszerezésére és értelmezésére vonatkozó hazai genetikai 
álláspont a Tokaji-hegység földtani vizsgálata során alakult 
ki. Pantó (1964) és Ilkeyné Perlaki (1964) a szövetvál¬ 
tozatokat „hipomagmaként” a láva változó, általában nagy 
időtartalmához kapcsolták. 

A későbbi külföldi kutatások rámutattak, hogy az 
olvadék már a kürtőben hatékony illóvesztésen megy ke¬ 
resztül és a gáztartalom a felszínt elérve jelentősen lecsök¬ 
ken (<0,3%), nem jön létre a habláva állapot (Stevenson et 
al. 1994, Stasiuk et al. 1996). A szöveti változatok kialaku¬ 
lásának értelmezésében már a hűlés sebességének és 
időtartamának dominanciája érvényesült. Nevezéktanilag a 
riolitnak a hűlési folyamat során létrejött összes kristályos 
szöveti struktúrájának kialakulása a devitrifikáció gyűjtő- 
fogalom alatt került összevonásra. Swanson et al. 1989 és 
Stevenson et al. 1994 a devitrifikáció fogalmát csak a 
szferolitok, axiolitok és litofízák kialakulására korlátozták. 
A finom kristályos szöveti részletek kialakulását (ekvi- 
granuláris krisztobalit, felzit, granofíros-hópehely szövet) 
az alapanyag-krisztallizáció fogalomkörébe sorolták. A 
devitrifikáció az olvadék teljes kihűlésével nem ér véget, de 
a fő hatótényező (a hőmérséklet) megszűnésével jelentősen 
lelassul (felzitképződés: ~10 -23 cm 2 /sec, Marshall 1961). 
Ebben további erősödést csak a későbbi extrúziós ciklusok 
újrafelhevítő hatása jelenthet, amely tényleges rekrisztalli- 
zációs szöveti nyomokat eredményez. 

A savanyú kőzetváltozatok ásványtani, 
geokémiai sajátosságai 

Az ásványos összetétel a vulkanológiai-morfológiai 
egységek esetében nem mutat számottevő változatosságot. 
A kőgáti fúrások modális elemzési eredményeinek összeg¬ 
zése (Kozák 1979) és újabb vékonycsiszolat kontroll 
vizsgálataink alapján a fenokristály tartalom átlaga 10% 
alatti. Színtelen kőzetalkotók közül a plagioklász a 
leggyakoribb (8%), ami a korábbi osztályozás alapján a 
kőzeteket a plagioklász riolitok csoportjába sorolja. Kris¬ 
tályai több méretkategóriában (generációban) fordulnak elő 
(0,1-1 mm). Kifejlődésük méretüktől függően táblás, léces 


megjelenésű, gyakran ikres (albit, karlsbadi) és zónás. A 
kvarc mennyiségi átlaga 1% vagy az alatti volt, a kerekded, 
hipidiomorf szemcsék gyakran rezorbeáltak, alapanyag- 
zárványosak. Alárendelten szanidin is előfordult. 

Színes alkotóként rendszeresen tűs, táblás, léces 
habitusú biotit jelentkezett (< 0,1 mm) de csak 1-2% közötti 
mennyiségben. Pleokroizmusa zöld-barna-fekete, gyakran 
oxidált, opacitosodott. A barna amfibol gyakorisága bár 
megközelítette a kvarcét, összmennyisége nem érte el az 
1%-ot (0,63%). Ritkaságként 1-2 augitkristály is megjelent, 
mint a differenciálódás korai stádiumából visszamaradt 
reliktum. 

A lávaár külső öveiben uralkodik az üveges alapanyag, 
amelynek mennyisége az obszidián jellegű perlitnél éri el a 
maximumát (akár 100% is lehet). A devitrifikáció öveiben a 
rekrisztallizálódott alapanyag menyisége 35-80% közötti, 
dominál a mozaikos szerkezetű ekvigranuláris krisztobalit, 
amely sávokban, foltokban jelentkezik. A devitrifikációs 
litofízák és hűlési repedések felszínét gyakran 0,1-1 mm 
nagyságot is elérő fenn-nőtt tridimit kérgezi be. Az olva¬ 
dékkal együtt mozgó kovaanyag maradékából a szferolitos 
perlit üregeiben opálok váltak ki (nemes, tűz, viasz, méz), 
míg a Kutyaszorító környéki kovásodás a hólyagüregekben 
kalcedon megjelenését okozta (Kozák 1979). 

Az Ósva-völgyből felhasznált geokémiai adatokat a 
nyersanyagkutatás jellegéből adódóan nagyfokú területi és 
kőzettani koncentráció jellemzi. A Kőgátbérc és szűkebb 
környezetére korlátozódó vizsgálatok döntően csak a leg¬ 
jobb haszonanyagnak tekinthető (gyöngyköves, obszidián 
jellegű, horzsaköves perlit, perlitbreccsa) típusokat érintet¬ 
ték (50 db elemzés). A minőség romlása döntően devit- 
rifikációhoz köthető, így e változatok (riolitos perlit, riolit) 
megkutatottsága is gyengébb (11 db elemzés). 

A mintasort nagyfokú homogenitás jellemzi. Eltéré¬ 
seket a makro és mikro méretekben egyaránt jelentkező 
szöveti heterogenitás okoz, ami a reprezentatív minta¬ 
vételt jelentősen megnehezíti (pl, perlitbreccsa, riolitos 
perlit). A kőzetváltozatok nevezéktani besorolásához 
leginkább az Si0 2 , az alkáliák, a vas és a víztartalom 
használhatók fel. 

A területre összegyűjtött 61 db elemzést megvizsgálva 
csak 7 felelt meg az ún. Totál Alkáli Silica (TAS) diag¬ 
ramban való ábrázolhatóság kritériumainak (2. ábra). A 
vizsgálati terület értékei mellett egyéb tokaji-hegy ségi 
riolit- és obszidián-előfordulások és a Kaszonyi-hegy riolit- 
adatai is szerepelnek (IV., VI. táblázat). 

A kőgáti terület elemzései jó összhangot mutatnak az 
északi riolitterület átlagával, de a Cser- és az Ork-hegy 
értékei inkább a Tokaji-hegység déli (Tokaj-Lebuj) és 
középső riolitterületéről (Tolcsva) származó minták értékei 
felé mozdultak el. Ez Telkibánya környezetében két, 
kemizmusában kissé különböző kitörési fázist valószínűsít. 

A Fe 2 0 3 /Fe0 arány módosulását előidéző oxidációs 
folyamatok leginkább a riolitos perlit és a perlitbreccsa típust 
érintették, de riolitok is mutattak kiemelkedő értékeket (V. 
táblázat). Ezek a változások azonban leginkább a brecs- 
csásodás és a devitrifikáció, valamint a horzsásodás öveiben 



Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


69 


(Rózsa et al. 2006) és saját riolitelemzésekkel (Abaújszán¬ 
tó, Kaszonyi-hegy) hasonlítottuk össze ( 3., 4. ábra). A 
normaszámításhoz mindkét elemcsoport esetében kondrit- 
értékeket használtunk (Thompson 1982, Sun 1980), kivéve 
a Rb, K és a P adatait, ahol a számítás primitív köpeny¬ 
értékek alapján készült. A Cser-hegy adatai illeszkednek a 
tokaji-hegységi előfordulások által kijelölt trendbe. Az 
obszidiánok (Tokaj-Lebuj, Tolcsva) koncentráció viszonyai 
nem különböznek jelentősen a riolitokétól. A kis mennyi¬ 
ségű fenokristály tartalom miatt a riolitos átlagminták 
esetében is a mintasorok jellemzőit az alapanyag tulajdon¬ 
ságai, az inkompatibilitás határozta meg. Az elemek közül 
intenzív csökkenést mutatott a Ba, a Sr és a Ti. Kisebb 
elmozdulás volt észlelhető a Nb és a P esetében. Az 
obszidián minták összehasonlító vizsgálata rámutatott, 
hogy a Nb csökkenése a mészalkáli jelleg erősödésével vált 
egyre kifejezettebbé (Rózsa et al. 2006). A Zr negatív 
anomáliája alól Abaúj szántó és Barabás jelentett kivételt. 


IV. táblázat. A telkibányai terület savanyú kőzetváltozatainak főelem összetétele 
Table IV. Major elements composition of the acidic rock types of Ósva Valley, Telkibánya 



Szürke erezésű fluidális riolit 

Szferolitos perlit 

Horzsaköves perlit 

Perlitbreccsa 

Obsz. jeli. 
perlit 

Gyöngyköves perlit 

1. Cser¬ 
hegy 

2. Ork- 
hegy 

ÍTb-15. 
47,5-50,0 m 

4. Ili 21. 
69,4-74,3 m 

5. Tb 11. 
96,0-101,3 

m 

6. Tb-24. 
75,9-80,0 in 

7. Tb-25. 
106,1-110,6 

m 

8. Tb. Kőgát 
23. akna 1,8- 
3,1 m 

9. Tb- 11. 
58,3-62,2 m 

10. Tb-23. 

6,0-8,5 ni 

11. Tb-25. 
7,5-13,5 in 

12. Tb-13. 
39,8-42,8 m 

13. Tb-23. 
35,6-40,6 in 

14. Tb-25. 
54,3-60,4 m 

Si0 2 

72,91 

76,33 

73 

74,9 

75,01 

73,1 

73,6 

72,98 

71,24 

72,9 

72,8 

72,02 

74 

73,6 

Al 2 03 

13,46 

13,93 

12,95 

13,1 

13,33 

13,1 

13,1 

13,63 

13,98 

13,24 

13,8 

12,62 

12,75 

13,1 

Fe 2 03 

1,73 

0,28 

1,26 

0,74 

0,78 

0,97 

1,09 

0,58 

1,21 

1,23 

1,19 

0,74 

0,85 

1,09 

FeO 

0,61 

0,4 

0,38 

0,44 

0,34 

0,18 

0,03 

0,49 

0,22 

0,16 

0,06 

0,7 

0,51 

0,03 

MnO 

0,12 


0 

0,02 

ny 

0,02 

0,024 

0,03 

ny 

0,023 

0,023 

0,08 

0,32 

0,024 

MgO 

0,25 


0,37 

0,15 

1,3 

0,12 

0,14 

0,55 

0,4 

0,15 

0,35 

0,2 

0,11 

0,14 

CaO 

1,32 

0,77 

1,98 

1,15 

0,81 

1,33 

1,41 

1,55 

1,26 

1,23 

1,88 

1,46 

1 

1,41 

Na,0 

3,08 

3,01 

3,45 

3,1 

2,76 

2,49 

2,65 

2,61 

2,34 

2,7 

2,68 

2,46 

3,08 

2,65 

K 2 0 

4,96 

4,85 

2,76 

3,65 

4,14 

4,04 

4,25 

4,38 

4,15 

3,69 

4,03 

3,9 

3,72 

4,25 

Tí0 2 

0,22 

ny 

0,06 

<0,02 

0,01 

0,08 

<0,01 

0,01 

ny 

0,2 

<0,01 

0,06 

0,07 

<0,01 

PA 

0,05 


0,01 

<0,02 

0,01 

0,01 

<0,01 

ny 

0,0 fí j. 

0,008 

<0,01 

0,01 

0,01 

<0,01 

co 2 

0,09 

0,02 

0,73 

0,05 

0 

0 

0,06 

ny 

0 

0 

0,06 

0,75 

0 

0,06 

h 2 o+ 

0,98 

0,42 

1,72 

1,85 

0,9 

3,81 

2,54 

3,75 

4,21 

3,81 

3,8 

5,47 

3,2 

2,54 

11,0- 

0,37 

0,22 

2,45 

0,15 

0,44 

0,06 

0,1 

0,16 

0,47 

0,36 

0,14 

0,02 

0,25 

0,1 

£ 

100,11 

100,23 

99,72 

99,35 

99,83 

99,31 

99,284 

100,72 

99,49 

99,701 

100,833 

100,49 

99,482 

99,284 



2. ábra. A telkibányai Ósva-völgy savanyú kőzetváltozatainak helyzete a Totál 
Alkáli Silica (Le Maitre et al. 1989) diagramban 

Figure 2. Comparative data of the Ósva Valley acidic rock types in the Totál Alkáli 
Silica diagram (Le Maitre et al. 1989) 


1-2. Hermann (1952); 3., 6., 9-11. Ilkeyné Perlaki (1972); 4-5., 12-16. Gyarmati (1981). Elemzők: 1. Sűrű J.; 2. Emszt K.; 3-6. Szirmainé; 11. Emszt M.-Soha I-né; 5., 9. 
Guzyné-Soháné; 4., 10., 13. Soháné-Szűcsné; 6., 8. Szirmainé-Soháné; 7., 8.,14. Bakó Gy.-Soháné 3,12 

1-2 Hermann (1958); 3,6,9-11 Ilkeyné Perlaki (1972); 4-5,12-16 Gyarmati (1981). Analysts: 1 Sűrű 1,2 Emszt K, 3-6 Szirmainé, 11 Emszt M.-Soha I-né, 5,9 Guzyné-Soháné, 4,10,13 
Soháné Szűcsné, 6,8 Szirmainé-Soháné, 7, 8,14 Bakó Gy.-Soháné 3,12 


jelentkeztek legmarkánsabban. Ilkeyné Perlaki (1972a) 
hosszúkői fluidális rioliton elvégzett vizsgálatai arra 
mutattak rá, hogy a devitrifikált, litoidos sáv vasban, míg az 
üveges káliumban volt dúsabb. Egyenlőre nem bizonyítható, 
hogy ez általánosítható tendencia-e. A perlitváltozatok 
általános jellegzetessége a nagy víztartalom (2-5%). A 
hidratációs folyamatok előrehaladásával a legszorosabb 
korrelációt az Na 2 0 és a Si0 2 csökkenése mutatta. Leg¬ 
nagyobb víztartalommal a horzsaköves, legkisebbel a szfero- 
litos perlit rendelkezett., ami összefügg az üveges struktúrák 
nagyobb fajlagos felületével és bomlékonyságával. 

A Cser-hegy riolitjából készült fő-, nyom- és ritkaföld 
elemsort (Downes et al. 1995) Tokaji-hegységi obszidián 


A ritkaföldek esetében a legnagyobb koncentrációt az 
abaúj szántói Krakó, a legkisebbet a Kaszonyi-hegy eseté¬ 
ben észleltük. A ritkaföldfém eloszlása a könnyű ritkaföld¬ 
fémek (La-Nd) erőteljesebb, míg a nehéz ritkaföldfémek 
(Sm-Lu) kevésbé kifejezett dúsulását mutatja. A diffe- 


V. táblázat. A telkibányai Ósva-völgy savanyú kőzetváltozatainak Fe 2 0 3 /Fe0 
hányados értékei 

Table V. Fe 2 0/FeO proportions of the acidic rock types, Ósva Valley, Telkibánya 


FeA/FeO 

Riolit 

Szferolitos 

perlit 

Horzsaköves 

perlit 

Perlitbreccsa 

Átlag 

3,03 

13,37 

2,15 

4,09 

Szórás 

1,28-9,77 

2,2-36,33 

0,70-5,5 

0,75-20,66 














































70 


Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója 


VI. táblázat. A telkibányai Cser-hegy riolitjának összehasonlító fő nyomelem- és ritkaföldfém-tartalma 
Table VI. Comparative main, trace and rare earth element data of the Telkibánya CserHill rhyolite 



1. Telkibánya 
Cser-hegy (riolit) 

2. Tolcsva, 
Tér-hegy (ohsz) 

3. Tokaj 

Lelni] (ohsz) 

4. Abaújszántó, 
Krakó (riolit) 

5. Barabás, 
Kaszonyi-hegy (riolit) 

Si0 2 

76,25 

74,15 

75,78 

73,6 

73,2 

tío 2 

0,07 

0,09 

0,07 

0,195 

0,258 

A1A 

12,62 

14,83 

12,85 

13,5 

13,5 

Fe 2 0 3 

1,94 

1,39 

1,2 

2,05 

1,92 

FeO 




<0,02 

0,17 

MnO 

0,01 

0,04 

0,02 

0,045 

0,022 

CaO 

0,84 

1,36 

0,67 

1,27 

2,26 

MgO 

0,23 

0,07 

0,03 

<0,15 

0,253 

Na 2 0 

3,59 

3,58 

3,38 

3,96 

3,52 

K 2 0 

4,18 

4,08 

5,28 

4,38 

3,03 

-h 2 o 

0 

0 

0,56 

0,25 

0,58 

+h 2 o 

0.23 

0,17 

0 

0,57 

0,99 

p 2 o 5 


0,05 

0,08 

<0,15 

<0,15 

Ossz. 

99,73 

99,81 

99,93 

99,82 

99,794 

Li 


70 

nd 



B 


60 

nd 



V 

2 

1,6 

0,8 


14 

Cu 

8 

23,3 

nd 

22,5 

3 

Zn 

38 

52 

48 

62,2 

35 

As 


7,5 

nd 

10,9 


Rb 

171 

221 

223 

172 

111 

Sr 

46 

75 

12 

65 

131 

Y 

40 

34 

26 

38,9 

25 

Zr 

96 

138 

86 

248 

207 

Nb 

12 

19 

11 

14,2 

15 

Sb 


0,4 

nd 

0,7 


Cs 


9,9 

10 

6,07 


Ba 

766 

729 

109 

645 

619 

La 

40 

41 

38 

45,9 

26,2 

Ce 

63,18 

80,6 

69 

81,8 

48 

Pr 

8,23 

9,4 

7,5 

11,4 

5,5 

Nd 

32,18 

34,6 

27 

42,4 

19,1 

Sm 

6,85 

7,2 

5,6 

8,93 

3,4 

Eu 

0,56 

0,8 

0,2 

0,85 

0,8 

Gd 

6,64 

11,6 

4,9 

7,64 

3,3 

Tb 


1,1 

0,8 

1,35 


Dy 

7 

7,1 

4,3 

7,09 

3,5 

Ho 

1,28 

1,3 

0,9 

1,79 

0,7 

Er 

4,15 

4,4 

2,6 

4,22 

2 

Tm 


0,6 

0,4 

0,81 


Yb 

3,51 

3,7 

2,7 

3,98 

2,2 

Lu 

0,56 

0,7 

0,4 

0,6 

0,4 

Hf 


5,3 

3,4 

6,31 


Ta 


1,9 

1 

1,18 


Pb 

26 

36,4 

33 

22 

14 

Th 

22 

32,4 

nd 

18,3 

12 

U 


7,1 

5,2 

4,06 


La N /Yb N 

7,69 

7,47 

9,49 

7,78 

7,79 

La N /Sm N 

3,67 

3,58 

4,27 

3,23 

4,14 

Eu/Eu* 

0,25 

0,26 

0,11 

0,30 

0,66 

Gd N /Yb N 

1,52 

2,53 

1,46 

1,55 

1,13 


1 Downes et al. 1995 (ICP-OES), 2-3 Rózsa et al. 2006 LA-ICP-MS, 4-5 ebben a tanulmányban publikálva. (Elemezte Ballókné, Kiss B. MÁFI, 
ICP-AES, ICP-MS) 

1 Downes et al. 1995 (ICP-OES), 2-3 Rózsa et al. 2006 (LA-ICP-MS), 4-5. published in this study (ICP-AES, ICP-MS, Analysts: Ballókné, Kiss B.) 




























































Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


71 



REE 


3. ábra. A kiválasztott előfordulások kondritra normált nyomelem diagramja 
A számításhoz Thompson (1982) adatait használtuk fel kivéve a Rb-ot, K-ot, és a P-ort, 
ahol normaszámítás Sun (1980) primitív köpenyre megadott értékei alapján történt 
Figure 3. Chondrite normalized trace element variation diagram far the selected 
outcrops 

The normalizing constants arefrom Thompson (1982)butRb,KandP are based on the values 
givenfor primitive mantle by Sun (1980) 



4. ábra. ÉK-magyarországi savanyú vulkánitok kondritra normált ritkaföld 
mintázata 

Figure 4. Condrite normalized REEpatterns ofNE Hungárián acidic rocks 


renciáció magasabb fokára utal a savanyú olvadékok negatív 
Eu-anomáliája. Ez a Tokaj-Lebuj esetében volt a legerőtel¬ 
jesebb, amit a Cser-hegy követett. A legkisebb elmozdulás a 
Kaszonyi-hegynél észlelhető. 

A vizsgálatok alapján a nagyobb ritkaföldfém- és 
nyomelem-koncentráció gyenge korrelációt mutatott a 
kisebb Si0 2 tartalommal. Az elemek krisztallizációs visel¬ 
kedését leíró partíciós koefficiens egyértelműen mutatja 
egy ásványi fázis frakcionálódásakor a kiválasztott elem 
kompatibilis vagy inkompatibilis voltát. A felhasznált 
ásvány/olvadék partíciós koefficiensek alapján (Rollinson 
1998) a Sr és az Eu erőteljes plagioklász, a Ba-káliföldpát, a 
Rb-biotit kompatibilitása érzékelhető. A Sr és az Eu 
mennyisége a Lebuj és a Cser-hegy mintáiban volt a 
legkevesebb. ( 3., 4., 5. ábra ) Az elempár anomáliája a 
barabási riolitnál volt a legkisebb, a plagioklász nagy, 10% 
körüli modális arányának köszönhetően. A Ba minden 
mintában nagy értékekkel jelentkezett kivéve a Lebuj t (4., 5. 
ábra). 

Az adatok alapján a vizsgált minták más jellegű krisz¬ 
tallizációs, kontaminációs folyamatokon mentek keresztül. 


A Cser-hegy esetében a szanidin hiánya a Ba- és K-gazdag 
oldatoknak az olvadékfejlődési folyamat késői szakaszában, 
sekélyebb szinten bekövetkezett hozzákeveredését való¬ 
színűsítik, ami a frakcionációs folyamatokon érdemben már 
nem tudott változtatni. A legdifferenciáltabb kőzetnek a 
Lebuj obszidiánja mutatkozott, amelynek egykori olvadéka 
intenzív plagioklász és szanidin frakcionálódást is átélt. A 


Rb 



5. ábra. ÉK-magyarországi savanyú vulkánitok helyzete a Rb-Sr-Ba három¬ 
szög diagramban 

Figure 5. Position of NE Hungárián acidic rocks in the Rb-Sr-Ba ternaryplot 

Kaszonyi-hegy kisebb elemkoncentrációi a differenciáció 
kevésbé előrehaladott voltát, a fejlődési folyamat meg¬ 
szakadását igazolják. Erre utal a korai olvadékokból vissza¬ 
maradt, reliktum ásványok (piroxén, opak) számottevő 
jelenléte is. 

A vulkánmorfológiai alegységek fáciestani 
r ekonstr ukciój a 

A riolitvulkánok domborzatát vizsgálva szem¬ 
betűnően két morfológiai szint rajzolódik ki, amelynek 
okai a testek eltérő genetikájában és ezzel összefüggésben 
az egyes fáciesek eltérő eróziós sajátosságaiban kere¬ 
sendők. Az 500 m fölötti tetőszint mindig az ellenálló 
riolitból épül fel (7. ábra, Cser-hegy, Kis és Nagy-Ork- 
hegy, Ó-Gönc). 

A második, 400 méteres morfológiai szint a Cser-hegy 
K-i, DK-i oldalán indul és a Kis-Ork-hegyig tart, s részben 
az Ósva-patak DNy-i oldalán is követhető (Szalonnás-bérc), 
ezt horzsaköves perlit és breccsás változatai építik fel. A 
kőzettani és morfológiai sajátosságok a területen 3 területi 
egység elkülönítését indokolták. 

a) A kőgát-gúnyakúti erodált riolit lávaár. Az alacso¬ 
nyabb, 400 méteres morfológiai szint egy közepes méretű 
lávaár, könnyebben erodálható tetőrégióit reprezentálja. A 
völgyfejlődés a völgytalpak közelében az eróziónak ellen¬ 
álló kőzetváltozatok jelenléte miatt lelassult. 

b) A Templomdomb-Cser-hegy összetett dagadókúpja. 
A Ny-i hegységrész egyik legnagyobb, összetett dómként 
értelmezhető egysége, ami döntően riolitból épül fel, 520 
méteres magasságával a savanyú extrúziók legmagasabbra 

















72 


Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója 


nyomult tagja. Az Ósva- és Vörös-patak a szegélyfácieseket 
erodálva preparálta ki a dómot környezetéből. 

c) Monogenetikus riolit lávadómok. A terület DK-i ré¬ 
szén megjelenő Kis- és Nagy-Ork-hegy, valamint az Ó- 
Gönc a Cser-hegyhez képest kisebb méretű riolitdómok, 
amelyek a ciklus befejezéseként kerültek felszínre. Tető¬ 
régiójuk szintén az 500 méteres morfológiai szint része. 

A kőgáti erodált savanyú lávaárszerkezet 

A két kutatási fázisban lemélyített 15 darab mélyfúrás 
(Ilkeyné 1972b, Gyarmati 1981) 1137 méter összes 
hosszúságban, mintegy 200 méter vastagságban harántolta 
a különböző perlit- és riolitváltozatokat, amely a Kőgát 
környezetét a Tokaji-hegység egyik legjobban feltárt 
riolitterületévé tette. A kutatás döntően a perlitkészletek 
feltárására korlátozódott, a riolitot csak a Tb-11 és a Tb-5 
fúrások harántolták relatíve nagyobb mélységben, de annak 
feküjét egyik sem érte el. A képződmények legnagyobb 
feltárt vastagsága így 207 méter volt (6-7. ábra). 

A rekonstrukcióhoz megpróbáltuk mélyfúrási rétegso¬ 
rok fáciesöveinek lefutását követni. A lávaár szerkezetben 
négy fő határzónát jelöltünk ki (7. ábra): 

1. A felszínközeli övben a horzsásodás megszűnése és a 
tömött üveges (perlit) változatok uralkodóvá válása ( külső 
átmenti öv). 


2. A devitrifikáció erősödésével nagyobb méretű 
(cm-dm), változó mértékben szétkent szferolitos, litoidos 
sávok megjelenése (riolit >10%, középső átmeneti öv). 

3. A riolitos fácies uralkodóvá válása (riolit/perlit >50%, 
belső átmeneti öv). 

4. Kovásodott fészkek, övék (vörös riolit) megjelenése. 

A horzsásodás alsó határának meghúzását a mikro- 

explóziós breccsatömegek (vörös-fekete perlitbreccsa) 
nehezítették. Az explóziók bekövetkezése a mélyebb (ob- 
szidián) szintek anyagát is felszakította. A létrejött keverék¬ 
kőzet lencseszerűen ékelődik a horzsásodott és a tömör 
perlitváltozatok közé, mindkettő anyagát tartalmazva. 

A riolitfáciest a nemzetközi szakirodalom nem tagolja 
tovább. A fúrás rétegsorokban és feltárásokban a hazai kő¬ 
zettani munkák által (Pálffy 1915, Borbély 1922, Kozák 
1979) hagyományosan elkülönített, vörös riolitként 
definiált zóna is azonosításra került. Kialakulása azonban 
nem elsődleges folyamat, hanem a szferolitos perlitet 
meghatározott mélységben és csapásban ért kovásodás 
eredménye. 

A hossz- és keresztszelvények által kirajzolódó szubver¬ 
tikális fáciestani övezetesség (7. ábra) megfelelt a savanyú 
lávaárak jellegváltozásainak (hőmérséklet, nyomás és 
könnyenilló tartalom). Az üveges fáciesek (perlitváltoza¬ 
tok) kiugróan nagy aránya a felszíni (és a szubmarin) 
kifejlődés elsődleges indikátora (Orth & Mcphie 2003). Ez 
54-103 méter közötti értékekkel 
még a jelenlegi erodált formában is 
általánosan meghaladja a test 
becsült méretének 30%-át, (7. 
ábra). Eredeti állapotban általᬠ
nosan 50% fölötti érték valószí¬ 
nűsíthető, ami a gyorsabban hűlő 
peremi részletek felé még jobban 
eltolódhatott az üveg javára. A 
hegység D-i riolitterületein az ero¬ 
dált lávaárak bázisöveinek jelen¬ 
ségei feltárásokban tanulmányoz¬ 
hatók (Tokaj-Lebuj, Abaújszántó- 
Sátor-hegy Szepesi et al. 1999, 
Szepesi 2007). Ezek vizsgálata és a 
Tb-11 mélyebb szintjein (73,5- 
83,9 m) feltárt riolitos horzsakő- 
breccsa és a Tb-5 fúrásban perlittel 
váltakozó riolitrétegei alapján 
megállapítható, hogy a lávaár egy 
korábbi lávaciklus változó mérték¬ 
ben erodált felszínére települ. Az 
alsó kontakt zóna folyamatainak 
pontosabb értelmezését a fúrási ré¬ 
tegsorok részletes makroszkópos 
újravizsgálata tudta volna tisztáz¬ 
ni. A minták sajnos a magraktárak 
racionalizálásakor megsemmisül¬ 
tek 

A fáciesövek DK-DDK felé 
követhető emelkedése a hasadék- 



2 . 


3. Tb-11* 


4. 




6 . 


6. ábra. A Telkibánya-kőgáti perlitkutató fúrásokon keresztül szerkesztett szelvények helyszínrajza 
1 - Intenzív kovásodás, 2 - Ismert opál előfordulások (Kurtabérci-völgy), 3 - Nyersanyag kutató fúrások, 4 - Dőlésadatok, 5 
- A láva valószínű mozgás irányai, 6 - A hasadékkürtő és környezete, 7 - Lávadómok határvonala (M = 1:10 000 térképlap 
felhasználásával) 

Figure 6. The layout of the constructedprofiles through perlite boreholes at Telkibánya Kőgát 
1 - Intensive silicification, 2 - Known opal occurrences (Kurtabérc Valley), 3 - Boreholes, 4 - Dipping data, 5 - Presumable lava 
flow directions, 6 — The flssure vént and its environs, 7 - Lava dome boundary (based onM= 1:10 000 topographic map) 












Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


73 


1. szelvény 

A olvadék mozgása 


Lávafolyás 


Eredetileg kiemelt hasadékzóna 
Tb~22 


1 



[ | Horzsaköves periit 


D 


Tömött parii (változatok 
iobSE. jeli., ayingyköves; 


Szferol itos periit 
BSfij Breccsásodás 


g 

03 

O 

Szürke fluidális 

(A 

-g 

£ 

riolit 

'ffi 

Sra 

pjf i 

Vörös riolit _l 

o 

f 

o 


Ű£ 


— — A horzsásodás alsó hatóra 

_A szferol Itos devIfrlFIkáoló 

mejelenése 

_ A riolitos fázis uralkodóvá 

válása 

— — — A vörös riolitos szint 

megjelenése {kovésodás} 


7. ábra. A kőgáti nyersanyag kutatási terület fúrás rétegsoraiból szerkesztett vulkán rekonstrukciós szelvények az azonos fáciesövek 
korrelációs határvonalaival. A szelvények viszonyítási alapszintjeit a legmagasabb helyzetű fúrás tengerszint feletti magassága jelentette. 
Az üveges fáciesek alsó határát a riolitos fázis uralkodóvá válása jelölte ki, a vastagságadatok a fúrásokban e határvonalig mérhető 
üvegarányra vonatkoznak 

Figure 1. Lenght and cross section volcano reconstruction profiles of the Kőgát raw materiül exploring site with correlation lines of the identical 
facies. The comparison base levet of the profües was highest positioned drill-hole. The boundary of the glassy facies is pointed out by the 
predominating of the rhyolitic phase. The thickness data refer to the measurable glass proportion until this boundary line 


kürtő kiemeltebb helyzetét és ilyen irányú elvégződését 
jelöli ki. Ebben az irányban az üveges fáciesek aránya több 
mint 15%-kal csökken (7. ábra). Ez a nagyobb 
reliefenergiával rendelkező kürtőrégió intenzívebb eró¬ 
ziójára utal (ő., 7., 8. ábra), amit a feküképződmények 


(áthalmozott riolittufa és ártufa) magas térszíni jelenléte is 
alátámaszt ( 16. ábra, Kis-Ork-hegy, Tb-3 fúrás). 

A szerkezeti-szöveti elemek (fluidalitás, padosság) 
lefutásában tapasztalható irányváltások a forma további 
tagolását tették lehetővé. A Tb-5, -21, -22, -23 fúrások 





























































































































74 


Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója 


rétegsoraiban, valamint a Kutyaszorító környezetében 
kipreparálódott kovásodott perlitmonolitokon általánosan 
szubvertikális fluidalitás és lávapadosság jelentkezett, az 
oszlopos elválás átmetsző lefutási vonalaival (III. tábla). A 
kis lejtőszög miatt a hasadékból kilépő lávaanyag nem volt 
képes nagymértékű mozgásra, az olvadék itt még 
legyezőszerűen szétterülve halmozódott fel (8. ábra). E 
zónától távolodva a „befagyott” mozgásirányokat őrző 
fluidalitás szöge fokozatosan csökkent. A szétterülő lávaár 
középső részén, a vulkáni lejtő dőlésszögével növekvő 
húzófeszültség miatt a fluidalitás általánosan 5-45° közötti 
értéket vett fel (6., 8. ábra). 

A lávaár hosszúságának becslését több tényező is nehe¬ 
zíti. A lávaár elvégződése nem tárul fel, mert a vizsgálati 
területünktől Ny-ra a lávalebenyek változó mértékben 
erodált peremeire további riolitos (Borinzás, Bíró-hegy), 
majd később andezites fedőképződmények települtek. 
Észak felé a kiemeltebb helyzet miatti nagyobb eróziós 
veszteség jelent problémát. A közepes méretű szubareális 
lávalebenyek hosszúsága az USA Ny-i részéről származó 
előfordulások leírásai alapján 1,5-5 km, a terület 0,1-4 km 2 
(Manley & Fink 1987, Orth & Mcphie 2003), ami egyezik 
a tokaji-hegységi adatokkal. 

A külső fáciesövek kifejlődésében a mechanikai igény- 
bevétel, a hűlési folyamatok és a könnyenillók vándorlása 
játszották a fő szerepet. A mozgás közben kialakuló 
mikrorepedés-hálózat intenzív illó vándorlás lehetőségét te¬ 
remtette meg. A kis litosztatikai nyomáskörülmények között 
erősödő vezikulációt az olvadékmozgás segítette buborék 
egyesülés tette hatékonyabbá, a horzsacső-nyalábok aránya 
néhol a 40%-t is elérhette. A lávaárfelszín horzsásodott 
anyaga a hűlés és mozgás okozta mechanikai igénybevételre 
intenzív breccsásodással válaszolt, ami a peremek felé 
egyre kifejezettebbé vált. A Tb-18, -19 fúrások esetében a 
breccsaöv már több 10 méter mélységig lehúzódik. A Tb-19 
fúrásban a blokkméret eléri az 1 méteres nagyságrendet, 
amelyre az extrúzió záró periódusában az intenzívebb hűlés 


és mérséklődő olvadék-utánpótlás által kiváltott blokkos 
fragmentáció ad magyarázatot (Anderson et al. 1998). A 
felszín felé migráló illők az olvadék előrehaladásával ki¬ 
alakult redők kupolarészén gázzsákokat képezve akkumu¬ 
lálódtak (8., 9. ábra). A hasadéktól távolodó, mozgás által 
kiváltott húzóerők hatása alatt lévő olvadékban a gázzsákok 
diapirikus felemelkedésével mikroexplóziók oldódtak ki 
(vörös-fekete perlitbreccsa). A felszín felé kürtővel kapcso¬ 
lódó anyag lencseszerűen húzódott az épen maradt horzsa- 
köves részek alá (9. ábra) 

A lávaár mélyebb részei felé haladva a litosztatikai 
nyomás növekedésével fokozatosan megszűnt a horzsáso- 
dás lehetősége (középső átmeneti öv) és tömöttebb üveges 
változatok jelentkeznek, amelyek a keresztszelvények 
alapján az Ósva-völgy irányában, DNy felé vastagszanak ki 
(7-8. ábra, Tb-24, -25 fúrás). 

A lávaárszerkezetek hűlési profilját megvizsgálva 
nagymértékű aszimmetria állapítható meg. A hőközpont 
nem a test mértani középrégiójában, hanem ettől mélyebben 
helyezkedett el. A belső zónák felé továbbhaladva a hűlési 
ráta csökkenésével devitrifikáció és alapanyag-krisztalli- 
záció indult meg. Ez kezdetben csak egyes sávokra kon¬ 
centrálódott (riolitos perlit), majd fokozatosan az anyag 
nagy részére kiterjedt (riolit). A szferolitos-felzites zónák 
kialakulása már az olvadékmozgás fokozatos megszű¬ 
néséhez köthető (/. táblázat). A csökkenő plaszticitású 
mikrokristályos öveket a extrúzió befejező fázisában még 
érték mozgásból származó erőhatások, amelyek a húzó¬ 
nyomó erőátmeneteknél kis mértékű, lokális breccsásodást 
okoztak (belső riolitbreccsák). 

A lávamozgás megszűnését követően, a megszilárdulás 
végső stádiumában még intenzív mineralizációs folyamatok 
zajlottak, amelyek a litofízákban (cm-dm) gazdag, oldat¬ 
mozgás szempontjából legátjárhatóbb riolitos perlit kőzet¬ 
típust érintették. A gőzfázis kondenzációjával a már kon¬ 
szolidálódott üregfalakon tridimit vált ki. A krisztallizáció 
utolsó fázisaként a litofízákat változó Si0 2 koncentrációjú 


Lávafolyás alsó zóna 

lejtöszög: csökkenése, kompresszió 
Nincs feltárva (az Úsva-vöigy 
DNy-i oldalén fedett helyzetben 


Lávafolyás középső zóna 

lejtüszög növekedése, intenzív húzóerők 
Ósva vötgytalp, Kogát. 

Tb-11-15,-18-20 r 24-25 fúrások 


Kürtő és környezete 

extrúzÍD. kompresszió, 
legyezőszerűen széthajlű foliécíó 
Kutyaszorító, Tb-21-23 fúrás 


1. A mai 400 m-es 
tetőszint 


1Q0m 



500 m 


8. ábra. Egy savanyú lávaár szerkezete és fáciesövei. Cas & Wright 1987, Bonnichsen & Kaufmann 1987 alapján módosítva, a fáciesövek jelkulcsa megegyezik í 
7. ábráéval. A szürke árnyalat halványodása a olvadék hűlését jelzi 
1 - Fluidalitás lefutási vonalai, 2 - Oszloposság 


Figure 8. Structure and, facies belts of an acidic lava flow. Based and modified on Cas & Wright 1987, Bonnichsen & Kaufmann 1987. The legend of the facies zones is 
same with Figure 7. The melt cooling is indicated by the fading ofgrey colour 
1 - Fluidality lines, 2 - Columnar joints 
























Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


75 


2. Lávarado, mikroexplózió 

A íávaár mozgásiránya vörös-fekete pariit breccse 


1. Intenzív, hülés. blokkláva 

szürke pertitbreccsa (horzsás) 


4. Növekvő nyomás, 
horzsásodás 0 

tömött períitváttozatok 
3. Horzsásodás °b S 7.m gyöngyi 
horzsaköves perlit 




50- 


100 m—I 



9. Fekü 

áthalmozott ríoiittufa 
hullott riolittufa, ríolit 


5. Emelkedő hőmérséklet 
meginduló devitrifikáció 

riolitsávos pariit 

6. Hőközpont, devitrifikáció, 
alapanyag krisztallizáció 

fluidális riolit 

7. Csökkenő hőmérséklet 

perlit 

8. Intenzív hülés, 
kontakt lávabreccsa 

periitbreccsa 


9. ábra. Egy lávafolyás középső zónájának fáclesövei és folyamatai 
Figure 9. Processes andfacies belts of the middle zone of an acidic lám flow 


oldatok többnyire amorf, ritkábban kriptokirstályos kivᬠ
lásai töltötték ki. A Kurtabérci-völgy változatos opál előfor¬ 
dulásai (nemes, tűz, viasz, tej), a Kutyaszorító és a fúrások 
riolitos perlitfáciesének intenzíven kovásodott, „vörös 
riolit” -fészkei, -rétegei egy ÉÉNy-DDNy csapásé, mintegy 
300 méter szélességben és km hosszúságban követhető 
zónát jelölnek ki ( 6 . ábra). Ez megfelel az olvadékot 
megcsapoló és a kovásodás és opálosodás pályáit is kijelölő 
forrás hasadék rendszer lefutási vonalának. 

A Templomdomb—Cser-hegy összetett dagadókúp 
együttes 

A cser-hegyi extruzív dóm a riolitváltozatok egyik 
„locus classicus”-aként ismert (Pantó 1966). Az elsődleges 
forma jelentős eróziót szenvedett. Szálkőzet kibúvások csak 
a csúcson, valamint az Ósvára és Vörös-patak völgyére 
ereszkedő lejtőoldalak mentén találhatók. Az oldalakat szᬠ
mos helyen sűrű lejtőtörmelék fedi, amely a fő és oldal 
csúcsok környezetében a kőtenger méretig feldurvulhat. A 
Vörös-pataktól kelet felé haladva az üveges szegélyek és a 
centrális riolitos zónák váltakozása többszakaszú helyfogla¬ 
lásra, több közel azonos időben létrejött testre utal. 

A völgytalpak menti bázis részek (Templomdomb, Kos¬ 
suth utca) a tufával közvetlenül érintkezve, nagyrészt abba 
ágyazódó szegéllyel rekedtek meg. A hideg tufa és az olvadék 
érintkezésén a hűlési ráta változásának függvényében 
jellegzetes szöveti övezetesség alakult ki (10., 11. ábra), 
amelyhez hasonlót Varjú (1954) írt le a tolcsvai Tér-hegyről. 

A dómon belül a fáciesek a forma és a helyfoglalás 
törvényszerűségeinek megfelelően a lávaárakkal ellentétben 
szubhorizontálisan követik egymást. Az olvadék felszín¬ 
közeli, endogén jellegéből adódóan a feszültség a test 


belsejében akkumulálódott, állandó nyomás alatt tartotta a 
már dermedő külső zónákat. Az erőhatások egyenetlenségét a 
közvetlen kontaktuson létrejött üveges szegélyfáciesek 
változó mértékű fragmentációja jelzi. Az olvadékmozgás 
irányában összegződő erőhatások legintenzívebben a Temp¬ 
lomdomb K-i részét érintettek, ahol a kontakt breccsaöv 
vastagsága meghaladja a 100 métert, és a horzsásodás övén 
kívül a tömöttebb változatokat is (perlit, riolitos perlit) 
érintette. A helyfoglalás szakaszosságának bizonyítékai a 
Kossuth utcai védett feltárás, kipreparálódott, vertikális 
fluidalitású riolitos perlit erei. Ezeket a dóm leszálló 
olvadékmozgással jellemezhető peremzónáiból (10. ábra) a 
kürtő felől érkező olvadékinjekciós hatás préselte ki a már 
lehűlő, de még plasztikus deformációra képes üveg 
(obszidián) anyagba, mintegy hasadékszerűen áttörve azokat 
A peremi üveges részletek a tufa-olvadék kontaktus 
utolsó állomásaként a nagy pórustérfogatú, vízzel telített 
tufaösszletből származó szingenetikus vízfelvétel eredmé¬ 
nyeként változó mértékben perlitesedtek, ami exhumáló- 
dásuk után erodálhatóságukat is jelentősen elősegítette. A 
kürtő felé haladva a hűlési ráta csökkenésével egyre erősödő 
devitrifikáció, alapanyag-krisztallizáció miatt az üveg meny- 
nyisége egyre alárendeltebbé vált (belső átmenti öv). A 
kevésbé igénybe vett részeken (Csemetekert) a magasabb 
hőmérsékletű riolitos részek még csak izolált foltokként 
jelentkeznek az üvegben. Ezeknek a szferoid tömegeknek (II. 
tábla) a belsejében az alapanyag krisztallizációval foko¬ 
zatosan emelkedő illónyomás nagyméretű (~10 cm) 
litofízákat hozott létre. E zónától mintegy 100 m-re feltárul 
(Törő-kőfejtő) a legkisebb hűlési rátával jellemezhető dóm¬ 
belső tömegét alkotó a szürke és rózsaszín-fehér, változó 
mértékben fluidális, gyakran örvényáramos szerkezetű, 
oszlopos riolit. 

















































76 


Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója 



10. ábra. Egy endogén savanyú lávadóm fejlődésének elvi modellje fáciesövekkel (Buisson & Merle 2002 alapján módosítva) 
1 - mellékkőzet (áthalmozott riolittufa), 2 - breccsa (horzsás), 3 - üveg (perlites), 4 - riolit 5 - belső olvadékmozgás 
Figure 10. Conceptual development model of an endogenous acidic lám dome with facies belts (based and modified on Buisson & 
Merle 2002) 

1 - hőst rock (reworked rhyolite tuff), 2 — breccia (pumiceous), 3—intact glass (perlitized), 5 - rhyolite, 6 - intenor melt movement 


A kürtő irányából érkező, szakaszos anyag és hőután¬ 
pótlás meghatározza a fluidális riolit makro- és mikroszkó¬ 
pos szöveti képét. Ennek bizonyítékai a szferolitos riolit- 
zónában jelentkeztek a devitrifikáció ( szferolit, litofízák ), 
alapanyag-krisztallizáció (felzit) és rekrisztallizáció (felzit, 
hópehely szövet ) szöveti elemeinek egymásmellettiségével. 
A szferolitok hosszú kristálytűinek növekedése jelentősebb 
hőmérséklet csökkenés (AT= 115-315 °C) mellett történt 
(Swanson et al. 1989). Kisebb hűlési ráta mellett a szferolit- 
méret csökkent, a nagyméretű nyűt struktúrákat (~cm), 
tömött zárt szerkezetű egyedek váltják fel. 

A hűlési folyamat következő, kisebb hőmérsékletű, de 
tartósan elhúzódó lépcsőjét az alapanyag-krisztallizáció kép¬ 
viselte (AT= 200-100 °C). A mikrokristályos-felzites foltok 
megjelenése mellett ebben a stádiumban gyakran előfordult, 
hogy az idősebb szferolitgeneráció egyedei rekrisztalli- 
zálódtak, ahol csak az elmosódó sugaras szerkezet és az éles 
kontúr utal elsődleges formára (7. tábla). A folyamat az olva¬ 
dékutánpótlás függvényében többször megismétlődhetett, 
amit a többgenerációs szferolitképződés bizonyít. 

Az olvadékban az illótartalom eloszlásának egyenet¬ 
lenségét a „malomkő riolit” reprezentálja legmarkánsab¬ 
ban, amely csak egy nagyon szűk nyomástartományban volt 
képes a „felhabzásra”. Mozgásmentes környezetben „da¬ 
rázskő” jellegű változat képződött. Már kismértékű mozgás 
hatására is a deformálódó gázhólyagok egyesültek és 
energiájukat elveszítve fokozatosan ellapultak. 

Monogenetikus riolit lávadómok 

A dómtevékenység kisebb méretű (<1 km) testeket is 
létrehozott. Az Ó-Gönc az Ósva-völgy talpától egységes 
lejtővel emelkedik 513 méter fölé, míg a Kis- és Nagy-Ork- 


hegy lába a 400 méteres morfológiai szintre támaszkodik. 
Az általános fáciessorend a Cser-hegynél vázolt modellt 
követi (10., 11. ábra), különbségek az illóeloszlásban, a 
helyfoglalás szakaszosságában és az erodáltsági fokban 
jelentkeznek. A monogenetikus jellegre a kisebb méret 
mellett a fáciesek még lejtőtörmelékben is azonosítható 
koncentrikus, övezetes elrendeződése utal. 

A Kis-Ork-hegy az olvadék-utánpótlás egyenetlenebb 
voltát tanúsítja. A tetőrégióban intenzívebben igénybe vett, 
szferolitos megjelenésű változat már a devitrifikációs 
stádiumban szenvedett olvadékinjekciós hatást. A szürke 
szferolitos és a vöröses mátrix között cm nagyságrendű 
szabálytalan üregeket találunk. Az Ó-Gönc Ósva-völgyre 
néző oldalait szferolitos riolit sűrű törmeléke borítja, amely 
a láva nagyobb időtartalma miatt hólyagüreges megjele¬ 
nésű. A szferolitok mérete 0,5-2 cm. Ez a szferolitos anyag 
a Nagy-Ork-hegyen már csak kisebb méretű szórtabb 
törmelékben jelenik meg. A testek magrészét alkotó 
fluidális riolit a legerősebben erodált tetőkön bukkan elő 
változó méretű blokkok (0,5-1 m) formájában. A dóm jelleg 
miatt a néha tökéletesen fluidális sávok gyakran széttago¬ 
lódnak és örvényáramos rajzolatba mennek át (III. tábla). 
Gyakori szerkezeti elemként sugaras szerkezetű, gömböly- 
ded, egyenetlen felszínű cm-dm átmérőjű litoid gumók 
jelennek meg. 

A Cser-hegyhez viszonyított kisebb tömeg a felszínre 
került olvadék intenzívebb hűléséhez vezetett a fácies- 
arányokat az üveg mennyiségének növekedése felé tolva el. 
Ez azonban a testek kisebb mérete miatt abszolút 
értelemben alatta maradt a Cser-hegy méretű dóm üveg¬ 
mennyiségének. Az erózió a breccsás-üveges szegély 
egészét letarolta és már csak a szferolitos-fluidális riolitból 
álló magrészek maradtak meg. A fáciestani sorrend alapján 





























































Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


77 


1. Mellékkőzet 

Áthalmozott 


riolittufa 
Tempíomüomb, 
Ork-hegyek 
(Tb-3 fúrás) 


50-100 méter 


Dóm szegély Dómbelső 

breccsásodás, horzaá- devitrifikádó, afap- 
sudás, hidratádó snvaa krisztafflzácló 



6. Centrális zóna 

"Fluidális riolit (asztopos) 
Cser-hegy, Ork-hegyek, 
Ó-Gönc 


Kürtő 


5.11 lóakkum u Iád 6 

1: Melóm kő "riolit 
Cser-hegy (DNy), Ö-gönc (Ny) 


3. Gyors lehűlés 

Obszidián (perlit) 

T&mptomdomb (DK) 

Cser-hegy (ÉNy} 

2. Extrúzlós korit akt öv 4. Szferolitos öv 

Pertitbneeesa (horzsás) Szferolitos periit, riolit 

Temptomdomb Cser-hegy (DNy), Ork-hegyek 

Ó-Gönc 


11. ábra. Az áthalmozott riolittufa és a lávadómolvadék érintkezésén a hűlési ráta függvényében létrejött a terepi 
megfigyeléseken alapuló elvi fáciessorrend. Segítségével az eredeti vulkáni testek erodáltsága meghatározható 


Figure 11. Lava facies zonality and its relatíve dimension developed at the contact of reworked rhyolite tuff and the dome melt as a 
function of cooling rate, based on field observations. With supporting of the model the degree of the primary volcanic form can be 
definable 


(10-11. ábra ) a szferolitos riolit sűrű törmelékével borított 
Ó-Gönc kisebb mértékű eróziója valószínűsíthető. A Kis- és 
Nagy-Ork-hegy esetében a fluidális riolit törmelékének 
dominánssá válása a kürtőhöz közeli, mélyebb helyzetű 
övék felszínre kerülésének a bizonyítéka, ami viszont az 
erőteljesebb eróziós feltáródásra utal. 

Diszkusszió 

Az eróziós folyamatok által átformált alacsony közép¬ 
hegységi, miocén vulkáni térszíneken az elsődleges vulkáni 
szerkezetek azonosítása csupán a morfológiai adottságok 
alapján nehézségekbe ütközik. Ilyen esetben meghatározó 
jelentőségű a vulkáni fáciestan, amelynek törvényszerű¬ 
ségei alapján a gyakran bizonytalan mozaikkockák is 
többnyire helyükre illeszthetők. A kisebb egységekre 
elkészített rekonstrukciók összekapcsolásával, a rétegvul¬ 
káni sorozat felépülésének vitás kérdései elfogadható 
pontossággal oldhatók meg. Ehhez megfelelő részletességű 
információk szükségesek (térképezési, mélyfúrási, petrog- 
ráfiai, geokémiai, fáciestani). 

A telkibányai Ósva-völgy a tokaji-hegységi vulkaniz- 
mus egyik klasszikus bimodális helyszíne. Az andezites és 
riolitos termékek a szarmata-kora-pannóniai vulkáni mű¬ 
ködés szinte teljes időskáláját felölelve váltakozó dominan¬ 
ciával fogazódnak össze. A savanyú vulkanizmus intenzitás¬ 


maximumát a szarmata elején a Szerencsi Riolittufa For¬ 
máció (felső riolittufa) sorozatának kifejlődésével érte el. A 
kezdetben sekélytengeri környezetben áthalmozódó anya¬ 
got (Telkibánya-Templomdomb), a tenger visszaszorulásᬠ
val hullott és változó mértékben összesült ártufaképződ- 
mények váltották fel (Telkibánya: Cserepes, Tb-7 fúrás). 
Nagy mennyiségű piroklasztit felszínre kerülése az expló- 
ziós centrumok környezetében intenzív vulkanotektonikus 
beszakadásokhoz vezetett, amely a lávakőzetek feküjének 
morfológiáját mozaikossá tette. A magmakamra maradék¬ 
olvadékait megcsapoló extrúziók a mélyaljzat törései és a 
beszakadási vonalak által preformáltan, az ÉNy-DK és az 
erre merőleges törésrendszer dominanciája mellett kezdték 
meg helyfoglalásukat. 

A magas pórusvíztartalmú tufaösszlet paleohidro- 
geológiai adottságai mind a kürtőben lévő olvadék tulaj¬ 
donságait, mind a felszín alatt megrekedt testek kontami- 
nációs, differenciációs, krisztallizációs, explóziós folyama¬ 
tait jelentősen befolyásolhatták. Ennek egyik bizonyítéka az 
áthalmozott riolittufa felszínére települő, csak a Tb-3 fúrás 
által feltárt, csekély vastagságú, döntően horzsakő anyagú 
hullott riolittufa. 

Az olvadékok geokémiai karakterére a magmakamra 
differenciációs folyamatai, valamint a kis extrúziós ráta 
miatt a kürtő menti mellékőzet tulajdonságai voltak döntő 
hatással. Az adatok arra utalnak, hogy a mélyebb alap¬ 
hegy ségi aljzat káliumban relatíve szegényebb volt, míg a 












































































78 


Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója 


vulkáni-szubvulkáni befogadó környezetet jelentő savanyú 
tufák üveges, néhol agyagos törmeléke és pórusvíztartalma 
viszont gazdagabb. Az olvadék a felszín felé haladva a 
változó víztartalmú tufaösszlet könnyen aktiválható elemeit 
(K, Ba) szelektíven mobilizálhatta, ami további differen¬ 
ciálódáshoz (savanyodás, alkália dúsulás) vezetett. Az ekkor 
olvadékba került elemek már nem tudtak érdemileg 
változtatni a befogadó savanyú magma kristályosodási 
jellegén. 

A telkibányai savanyú vulkáni effúziós-extruziós 
ciklus a kőgáti lávaár kiömlésével indult. A rétegsorok 
újraértékelése során a korábbi perlitextrúziós modellel 
(Ilkeyné Perlaki & Barabásné 1964, Mátyás 1971) 
szemben egyre több kétség fogalmazódott meg, amelyet 
csak a mélyfúrásokkal feltárt testek újraértelmezésével 
sikerült feloldani. A fáciesgenetikai bizonyítékok a kürtőt 
a mai Ork-hegyek környezetében valószínűsítik. A fácies- 
övezetesség a mechanikai igénybevétel hőmérséklet, 
illótartalom és nyomás változásainak függvényében ala¬ 
kult ki. Az olvadék maradék illótartalmának a külső 
zónákban történt akkumulációja horzsásodást idézett elő. 
A kürtőtől távolodva az erőteljes hűlés miatt lassú moz¬ 
gású lávaanyag egyre intenzívebben breccsásodott. A 
nyomás növekedése a horzsásodás megszűnésével a tömött 
obszidiánba történő átmenethez vezetett. A szöveti válto¬ 
zatok további fejlődésében a hőmérséklet vette át a vezető 
szerepet. A hőközpont közelében a kisebb hűlési ráta 
mellett megindult az alapanyag krisztallizációja. Az üveg¬ 
ben eleinte izoláltan jelentkező szferolitok és litoidsávok 
egyre dominánsabbá válása vezetett az intenzíven devitri- 
fikálódott, fluidális riolitból felépülő magrész kialakulᬠ
sához. A mozgás megszűnése után a hűlési folyamat a 
hőkiáramlás törvényszerűségeit követve az oszlopos 
elválási felületek kialakulásával zárult. 

A lávaárműködést intenzív dómtevékenység követte. A 
Cser-hegy olvadéktömege a kőgáti lávaár és az áthalmozott 
riolittufa közé nyomult be. Az üveges szegélyek és a 
centrális riolitövek horizontális váltakozása alapján a 
Templomdombtól K-i irányban a csúcs felé haladva több 
benyomulási fázis azonosítható, alátámasztva a test össze¬ 
tett jellegét. A Kőgáttól DK-i irányban található kisebb 
dómok egyszerűbb, monogenetikus módon nyomultak fel. 
A testek külső, üveges szegélyei a változó mértékű hid- 
ratáció eredményeként gyakran perlitesedtek. A folyamat a 
Cser-hegy tufával érintkező bázisrészein szingenetikusan, 
még a hűlés kisebb hőmérsékletű stádiumában következett 
be. A felszíni részeken a perlites szerkezet kialakulásának 
posztgenetikus volta valószínűsíthető. 

A savanyú vulkanizmus nagyméretű lávaárredőkkel, 
blokkokkal tagolt felszínt hagyott maga után, amelynek 
eróziója, felaprózása már a vulkanizmus sál egyidőben, a 
szarmata-pannóniai korszak nedves szubtrópusi klímavi¬ 
szonyai között megkezdődött. A Tokaji-hegység eróziós 
adatainak SRTM adatbázis alapján történő becslését 
Karátson & Tímár (2004) végezte el. Az erózió átlagos 
értéke számításai alapján 30 m/M év értékre adódott, amely 
mintegy 300 méter lepusztult anyagot eredményezett volna. 


A vizsgálati terület azonban nem rendelkezett olyan nagy 
reliefenergiával, hogy ilyen mértékű eróziós rátát 
használjunk. Ezt alátámasztja az is, hogy a területen idősebb 
korú völgyrészletek nem találhatók. A pliocén végéig a 
klimatikus adottságok függvényében az andezites területek 
(Kánya-hegy, „tetőandezit”) közötti hegylábfelszínként a 
vulkáni térszín változó mértékű alacsonyodása volt a 
jellemző. 

A változó intenzitású tektonikus kiemelkedés, ill. a 
klimatikusan is igazolható lepusztulás, és völgybevágódás 
döntő szakasza a pleisztocén folyamán következett be. A 
völgyfejlődés a fő szarmata tektonikai irányt követve az 
üveges szegélyek mentén, a fáciesöveket azokat hagymahéj- 
szerűen lefejtve haladt előre a kürtők irányába. A kemé¬ 
nyebb riolitanyag így az áthalmozott riolittufa és a kőgáti 
lávaár puhább anyagának gyorsabb pusztulása mellett került 
egyre magasabb térszíni helyzetbe. 

A Cser-hegy esetében az üveges dómszegélyek az 
exponáltabb helyzetű tetőrégiókban és völgyszűkületeknél 
(Törő-kőfejtő) kivétel nélkül eltűntek, itt a dómbelső 
riolitfácieseit találjuk meg. A perlitváltozatok a szélesebb 
völgytalpak környezetében jelentkeznek, ahol a bevágódás 
és oldalazó erózió nem tudta lepusztítani őket A monogén 
dómok esetében a kisebb méret és az exponáltabb helyzet 
miatt több helyen a fluidális dómbelső is feltárul. 

A kőgáti erodált lávaár esetében a völgyfejlődés egy 
lenyesett, elegyengetett felszínen indult meg. A völgytalp 
kezdetben a felső üveges, horzsaköves és breccsás perlit- 
típusokba vágódott majd az Ósva-völgy felső szakaszáról 
(Köves-patak) és DNy-i oldaláról származó andezites 
görgeteg és törmelék anyag véső hatásának segítségével 
gyorsan mélyült és szélesedett. Ez a folyamat azonban a 
pleisztocén végére, holocén elejére a keményebb riolitos 
perlit és riolit kőzettípusokat elérve lelassult. Ma a változó 
vastagságú hordalékanyag alatt ezek alkotják a néhol 
fedetlen sziklatalapzatos völgytalpat. 

A tektonikai vonalat követő Ósva mellett, a ma 
Csenkőnek nevezett alsó szakasz a Hernád völgye felől (7. 
ábra) eróziósán vágódott hátra, s összetett fejlődésű völggyé 
kapcsolta a szakaszokat. A pleisztocén bevágódás értéke 
egyes részeken a 150 métert is meghaladhatta (Kozák 
1979), a holocéné csak a völgyszűkületek esetében (pl. 
Kutyaszorító) érte el a 8-10 métert. 

Következtetések 

1. A korábbi munkák (Hermann 1952, Liffa 1953, 
Pantó 1966, Ilkeyné Perlaki 1972) legnagyobb problé¬ 
mája az volt, hogy petrográfiailag nagy precizitással jel¬ 
lemzett fáciesek elsődleges formakincshez kötését csak a 
kisebb testek esetében sikerült részben megvalósítani (dó¬ 
mok, dyke-ok). Bár a kőzetváltozatok leírása egyre jobban 
letisztult, fokozatosan elkülönültek az elsődleges és mᬠ
sodlagos jellegek, a terület bonyolultsága és a térképezési, 
ill. a nyersanyag-kutatási célfeladatok mellett a teljes 
genetikai rekonstrukció háttérbe szorult. 




Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


79 


2. A felmerült kérdések tisztázása a nemzetközi ta¬ 
pasztalatok alkalmazásával és hazai kutatások újraérté¬ 
kelését igényelte, amellyel bizonyos jelenségek mozgató- 
rúgói, aktivitási intervallumai új megvilágításba kerültek. 
Az esettanulmányok és laboratóriumi vizsgálatok eredmé¬ 
nyeit összegző fáciestani modellek segítségével a paleo- 
vulkáni rekonstrukciónál a dómok és lávaárak egyedi szer¬ 
kezeti sajátosságaik alapján egyértelműen elkülöníthetővé 
váltak. A morfológiai egységek térbeli helyzetéből a relatív 
kitörési sorrend is megállapítható volt. 

3. A már korábban is dómként értelmezett testek össze¬ 
hasonlító vizsgálata a formák összetett (Cser-hegy) vagy 
monogenetikus jellegére (Ó-Gönc, Ork-hegyek) világított 
rá. 

4. A Kőgát környezetében a vizsgálatok egy több km 2 
kiterjedésű lávaárszerkezet igazoltak, amelyet a szöveti 
zónák és szerkezeti elemek lefutási vonalainak segítségével 
horizontális (kürtő, lávafolyás) és vertikális metszetben 
(fácieszónák) tagolni lehetett. 

5. A perlites fáciesek nagyarányú horizontális és vertikális 
elterjedése a terület kisebb eróziós kitettségének és a 
keményebb lávatestek, illetve délen a fedőandezitek védő¬ 


hatásának a következménye. A Tokaji-hegység más savanyú 
lávakőzet területeinek exponáltabb helyzete az üveges 
szegélyfáciesek sokkal intenzívebb lepusztulását (Erdő- 
bénye-Tolcsva-Erdőhorváti) és esetenként szinte teljes meg¬ 
semmisülését (Abaújszántó-Sátor-hegy) eredményezte. 

6. Vizsgálati eredményeink a savanyú lávakőzet¬ 
sorozatok egységes, fáciestani-paleovulkáni újraértéke¬ 
lésének szükségességét vetik fel. A riolitfáciesek nagyobb 
arányú megjelenésével és intenzívebb erózióval jelle¬ 
mezhető kürtőrégiók orientációjának felismerése a perlit 
haszonanyag eloszlásának pontosabb becsléséhez nyújt 
segítséget. 

Köszönetnyilvánítás 

Köszönetünket szeretnénk kifejezni Gyarmati Pálnak a 
munkában nyújtott segítségért, a szakmai konzultációkért, a 
kutatási anyagok rendelkezésre bocsátásáért. Köszönet 
illeti továbbá a cikk bírálóit Ilkeyné Perlaki Elvirát és 
Zelenka Tibort, akiknek építő kritikái nagyban hozzᬠ
járultak, hogy a tanulmány elnyerje végső formáját. 


Irodalom — References 


Anderson, S. W., Stofan, E. R., Plaut, J. J. & Crown, D. A. 1998: Block size distribution on silicic lava flow surfaces: Implication fór 
emplacement conditions. — Geological Society of America Bulletin v. 110 no. 10, 1258-1267. 

Bartha, A. & Bertalan, É. 1997: Determination of the rare earth elements of rock samples by ICP-MS using different sample 
decomposition methods. -ActaMinerologica-Petrographica, Szeged, 38, 131-149. 

Beudant, F. S. 1822: Voyage minéralogique etgéologique en Hongriependant l’année (1818). — Chez Verdiére Libraire Quai Des Augustines 
No. 25, Paris, 659 p. 

Bonnichsen, B. & Kauffmann, D. F. 1987: Physical features of rhyolite lava flows in the Snake River Piain volcanic province, 
southwestern Idaho in The emplacement of silicic domes and lava flows. — Geological Society of America Spéciül Paper 212, 119-145 

Borbély A. 1922: Pálháza környékének rhyolitos kőzetei. — Egyetemi doktori értekezés, Szeged. 

Buisson, C. & Merle, O. 2002: Experiments on internál strain in lava dome cross sections. — Bulletin ofVolcanology 64, 363-371. 

Cas, R. A. F & Wright, J. V. 1987: Volcanicsuccessions, modern andancient. — Allén and Unwin, Fondon, 75-89. 

Colé J. W., Milner D. M. & Spinks K. D. 2005: Calderas and caldera stmctures: a review. - Earth Science Reviews 69, 1 -26. 

Csilag J., & Zelenka T. 1999: A magyarországi perlitlelőhelyek földtani-genetikai típusai. — Építőanyag 51. évf. 2. szám 

Davis, B. & Mcphie, J. 1996: Spherulites, quench fractures and relict perlite in a Fate Devonian rhyolite dyke. — Queensland, Australia 
Journal ofVolcanology and Geothermal Research 71,1-11. 

Downes, H., Pantó, Gy., Póka, T., Mattey, D. P. & Greenwood, P. B. 1995: Calc-alcaline volcanics of the Inner Carpatian arc, Northern 
Hungary: new geochemical and oxygen isotopic results. —Acta Vulcanologica 7/2, 29-41. 

Esmark, I. 1798: Kurze Beschreibungen einer mineralogische Reise durch Ungarn, Siebenbürgen und das Bahnat. — Freyberg, Craz, 191 p. 

Fichtel, J. E. 1791: Mineralogische Bemerkungen von den Karpathen. II. — Vienna, 381-730. 

Fink, J. H. (ed.) 1987: The emplacement of silicic domes and lava flows. — Geological Society of America Special Paper 212, 1-145. 

Fink, J. H. & Manley, C. R. 1987. Origin of pumiceous and glassy textures in rhyolite domes and flows in The emplacement of silicic domes 
and lava flows. — Geological Society of America Special Paper 212, 77-89 

Gyarmati P. 1981: Tokaji-hegységi perlitprognózis. Összefoglaló jelentés az 1978-80 között elvégzett munkáról. — Kézirat, Országos 
Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, No. 9476. 

Gyarmati R, Kozák M. & Székyné Fux V. 1986: Telkibányai opál előfordulás földtana és genetikája. —A Magyar Állami Földtani Intézet 
Évi Jelentése 1984-ről, 355-376. 

Gyalog F. & Budai T. (szerk.) 2004: Javaslatok Magyarország földtani képződményeinek litosztratigráfiai tagolására. —A Magyar Állami 
Földtani Intézet Évi Jelentése, 2002, 195-232. 

Hermann M. 1952: Telkibányai riolitok és andezitek petrográfiája és petrokémiája. — Földtani Közlöny 82, 349-367. 

Horváth J. & Zelenka T. 1994: Új eredmények a telkibányai érces terület kutatásában. — In Szakáll S. & Weiszburg T. (szerk.): A 
Telkibányai területe érces ásványai. Top. Miner. Hung. II. Hermán Ottó Múzeum, Miskolc, 87-112. 

Ilkeyné Perlaki E. & Barabásné S. E. 1964: A horzsakő fogalma, szöveti jellege és genetikája. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi 
Jelentése 1961-ről, 535-556. 

Ilkeyné Perlaki E. 1967: Gönc. Magyarázó a Tokaj-hegységföldtani térképéhez, 25 000-es sorozat — MÁFI, Budapest, 48 p. 

Ilkeyné Perlaki E. 1972a: A Tokaji-hegység harmadkori savanyú vulkanizmusa. — Kézirat, Országos Földtani, Geofizikai és Bányászati 
Adattár, Budapest, 256 p. 



80 


Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója 


Ilkeyné Perlaki E. 1972b: A Telkibánya - Kőgát-i perlit előfordulás felderítő kutatásának zárójelentése és készletszámítása. — Kézirat, 
Országos Földtani, Geofizikai és Bányászati Adattár, Budapest, 311 p. 

Ilkeyné Perlaki E. 1978. Nyíri. Magyarázó a Tokaji-hegység földtani térképéhez, 25 000-es sorozat. — MÁFI, Budapest, 55 p. 

Karapetian, S. G., Jrbashian, R. T., Mnatsakanian, A. K. 2001: Laté collision rhyolitic volcanism in the north-eastern part of the 
Armenian Highland. — J ournal ofVolcanology and Geothermal Research 112, 189-220. 

Karátson D. & Tímár G. 2004: Az Eperjes-Tokaji- és a Kelemen-Görgényi-Hargita vulkáni vonulat összehasonlító térfogatszámítása 
SRTM-adatok alapján: vulkanológiai és felszínfejlődési következetések in A földrajz eredményei az új évezred küszöbén. —A II. Magyar 
Földrajzi Konferencia tudományos közleményei, CD kiadvány. 

KozákM. 1979: Lehordásimodellterület felépítésének és kőzetanyag transzportjának földtani vizsgálata (Telkibánya). —Kézirat, Egyetemi 
doktori disszertáció, Debrecen, KLTE, 1-179. 

Kozák M. 1994: Telkibánya kőzetföldtani felépítése és fejlődéstörténete. — In: Szakáll S. & Weiszburg T. (szerk.): A Telkibányai terület 
érces ásványai. — Top. Miner. Hung. II. Hermán Ottó Múzeum, Miskolc, 45-81. 

Kozák M. & Püspöki Z. 1999: Földtani összefoglaló a Hollóháza, Sátoraljaújhely és Nyíregyháza 1:100 000-es méretarányú térképlapok 
fedetlen neogén vulkanosztratigráfiai térképéhez. — Kézirat, Debreceni Egyetem, Ásvány- és Földtani Tanszék Adattára, Debrecen. 

KozákM., Püspöki Z. & Mcintosh R. 2001: Structural development outline of the Bükk mountains reflecting recent régiónál studies. — 
Acta Geogr. Geol. etMeteor. Debrecina 80, 135-175. 

LeMaitre, R. W. (ed.) 1989:d Classification ofIgneousRocksandGlossary ofTerms. — Blackwell, Sci. Publ., Oxford-London, 1-252. 

Liffa A. 1953a: Telkibánya környékének földtana és kőzettana — /! Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 41/3, 1-78. 

Liffa A. 1953b: Tokaji-hegység perlitelőfordulásai. —A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1951-ről, 31-48. 

Manley, C. R. & Fink, J. H. 1987: Internál textures of rhyolite flows as revealed by research drilling. — Geology 15, 549-552. 

Marshall, R. R. 1961: Devitrification of natural glass. - Geol. Soc.Am. Bull. 72, 1493-1520. 

Mátyás E. 1971: A perlit, mint vulkáni kőzetfácies. — Perlitkonferencia Balatonfüred, Épít. Tud. Egy., 21-75. 

Nasedkin, V. V. & Petrov, V. P. 1962: Experimental production of a perlitic structure in volcanic glass. — Doki. Akad. Sci. USSR. 146, 
153-155. 

Orth, K. & Mcphie, J. 2003: Textures formed during emplacement and cooling of a Plateoproterozoic, small-volume rhyolitic sill. — 
Journal ofVolcanology and Geothermal Research 128, 341-362. 

Pantó G. 1964: A Tokaji-hegység földtani vizsgálata, \96\.—A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1961. évről, 471-481. 

Pantó, G. In: Boczán B., Franyó F., Frits J., Láng S., Moldvay L., Pantó G., Rónai A., Stefanovits P. 1966: M-34-XXXIV. 
Sátoraljaújhely. Magyarázó Magyarország 200 000-es földtani térképsorozatához. — MÁFI, Budapest, 1-132. 

Papp G. 1994: A telkibányai opál („Telkebanyerstein”) története. — In: Szakáll S. & Weiszburg T. (szerk.): A Telkibányai területe érces 
ásványai. Top. Miner. Hung. II. Hermán Ottó Múzeum, Miskolc, 199-209. 

Pálfy M. 1915: A Pálháza környéki riolittterület Abaúj-Torna vármegyében. — A Magyar Királyi Földtani Intézet Évi Jelentése 1914-ről, 
312-323. 

Ross, C. S. & Smith, R. L. 1955: Water content and other volatiles in volcanic glasses. —American Mineralogist 40, 1071-1089. 

Richthofen, F. 1861: Studie aus dem ungarisch-siebenbürgischen Trachytgebirgen. — Jahrb. d. k.k. Geol. Reichsanst. 11 (2), 153-278. 

Rollinson, H. R. 1998: Using geochemical data: Evaluation, Presentation, Intrepretation. — Practice Hall New York, 352 p. 

Rózsa, P., Szöőr, Gy., Elekes, Z., Gratuze, B., Uzonyi, I. & Kiss, Z. Á. 2006: Comparative geochemical studies of obsidian samples írom 
various localities. —Acta Geol. Hung. 49/1, 73-87. 

Stasiuk, M. V., Barclay, J., Carroll, M. R., Jaupart, C., Ratté, J. C., Sparks, R. S. J. & Tait S. R. 1996: Degassing during magma ascent 
in the Mule Creek vént (USA). — Bulletin ofVolcanology 58, 117-130. 

Stevenson, R. J., Briggs, R. M. & Hodder, A. P. W. 1994: Physical volcanology and emplacement history of the Ben Lomond rhyolite 
lava flow, Taupo Volcanic Centre, New Zealand. —New Zealand Journal of Geology and Geophysics 37, 211-221. 

Sun, S. S. 1980: Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid-ocean ridges,óceán islands and island arcs. — Phil. Trans. R. Soc. 
London, A297, 409-445. 

Swanson, S. E., Naney, M. T., Westrich, H. R. & Eichelberger, J. C. 1989: Crystallization history of Obsidian Döme, Inyo Domes, 
California. — Bulletin ofVolcanology 51, 161-176. 

Szabó J. 1867: ATokaj-Hegyalja obszidiánjai — Magyarhoni Földtani Társulat munkálatai 3, 147-172. 

Szádeczky Gy. 1886: A magyarországi Obsidianok, különös tekintettel geológiai viszonyaikra. — Értekezések a Term. Tud. Köréből 16, 
1-62. 

Szádeczky Gy. 1890: A magyarországi rhyolitokról. — Pótfüzetek a Term. Tud.-i közlönyhöz az 1890. éviXXII. kötethez, 71 -77. 

Szepesi J., Esik Zs. & Vincze L. 1999: Egy védett földtani objektum értékfeltáró-minősítő vizsgálata, A Tokaj-Lebuj riolit-perlit feltárás XXTV. 
— Országos Tudományos Diákköri Konferencia Földtudomány tagozat, Környezetföldtan szekció DE, Ásvány és Földtani Tanszék Adattár. 

Szepesi J. 2004: A savanyú vulkanizmus sztratigráfiája és területi tagolása ÉK-Magyarországon. — Nyíregyházi Főiskola Természettudomᬠ
nyi Közlemények 4, 261 -273. 

Szepesi J. 2007: Az abaújszántói Sátor-Krakó hegycsoport földtani és morfológiai fejlődéstörténete. — In: Frisnyák S. & Gál A. (szerk.): 
Szerencs, Dél-Zemplén központja. IV. Tájföldrajzi konferencia előadásai, 95-105. 

Takács J. 1994: A telkibányai opálváltozatok ásványtani vizsgálata. — In: Szakáll S. & Weiszburg T. (szerk.): A Telkibányai területe érces 
ásványai. Top. Miner. Hung. II. Hermán Ottó Múzeum, Miskolc, 209-225. 

Thompson, R. N. 1982: Magmatism of the British Tertiary volcanic province. - Scott. J. Geol. 18, 49-107. 

Townson, R. 1797: Travels in Hungary with a short account ofVienna in theyear 1793. Chap. XI. - G. G. and J. Robinson, London, 261-303. 

Varjú Gy. 1956: Tolcsva környéki földtani térképezés. —A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1955-56. évről, 375-405. 

Vendl A. 1927: A magyarországi riolittípusok. — Math. és Term. Tud. Közi. 36, 1-96. 

Volarovics, M. P. 1944: Opütü po nagrevanju obszidianov pod davleniem v szvjazi sz voproszom genezisza pemzü Zap Vszerosz. — 
Minaralog O. va/1, 13, 

Wolf, H. 1869: Erlauterung zu den Geologischen Karten dér Umgebung von Hajdúnánás, Tokaj und Sátoraljaújhely. —Jahrb. D. k. k. Geol. 
Reichsanst. 19, 235-264. 

Zipser, C. A. 1817: Versuch eines topographisch-mineralogisch Handbuches von Ungarn. — Oedenburg, 440 p. 

Zirkel, F. 1873: Die mikroskopische beschajfenheit dér mineralien undgesteine. — Verlag von Wilhelm Engelmann, Leipzig, 265-345. 

Kézirat beérkezett: 2007.01.08. 



Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


I. tábla - Plate I 



1. Horzsaköves perlit melyben, a gázáramlás mikrokapillárisai (sötét szín) 30-100 pm szélességűek (UN). 

1. Pumiceous perlite, in which the gasflow microcapillaries (dark coloured) are 30-100 pm wide (IIN). 

2. Horzsás alapanyagú szürke perlitbreccsa finomtörmelékes mátrixa, a kőgáti lávaár tetőrégiójából (IIN). 

2. Finelyf ragmented mátrix ofgrey perlite breccia with pumiceous groundmassfrom thepeak region of Kőgát rhyoliteflow 

(IIN). 

3. A perlit szövetében a koncentrikus elválás vonalai között már a kezdődő alapanyag-krisztallizáció felzites, 
szferokristályos foltjai (világos foltok) jelennek meg (XN). 

3. In the texture of perlite between the concentric perlitic lines appear the felsitic patches and spherocrystals (light 

coloured) ofthe starting groundmass crystallization (XN). 

4. Sugaras szerkezetű riolitos szferoid gömb (0>1O cm, szí) szürke perlitben, a Cser-hegy dóm középső átmeneti zónája, 

Csemetekert 

4. Rhyolitic spheroid orb with radiating fabric (0>1O cm, szí) in grey perlite, middle transition zone of Cser Hill dome, 
Csemetekert (Sapling garden). 












82 


Szepesi János & Kozák Miklós: A telkibányai Cser-hegy-Ó-Gönc riolit-perlit vonulat fáciesgenetikai és paleovulkáni rekonstrukciója 


II. tábla- Plate II 



1. Szferolitos riolit a Cser-hegy tetőrégiójából a többszakaszú hűlés során kialakult szöveti bélyegekkel. A világos színű 
rekrisztallizált foltok (rk) belsejében található kisméretű üregek falát tridimit burkolja. A nagyméretű (cm) nyűt 
szferolitok metszetei (foltok, szálak) világosszürkék. A mikrokristályos mátrix (f) sötétszürke. 

1. Spherulitic rhyolitefrom the peak region ofthe CserHill with textúrái markers ofthe multi-stage cooling. The small sized 

hollows ofthe light colored recrystallized masses (rk) are covered by tridimite. The intersections ofthe large sized open 
spherulites (pathches, fibres, szf) are light grey. The microcrystalline mátrix (f) is dun colored. 

2. A kiemelt rész mikroszkópi felvétele. A legkorábban lehűlt, hólyagüreges szferoid gömbök (rk) teljes egészében 
felzitesen rekrisztallizálódtak, csak éles kontúrjuk választja el a hasonló mátrixtól. A második szferolit generáció (sötét 
foltok, szf) egyedei üdék (XN). 

2. Microscopic view ofthe highlighted area The early cooled vesicled, spheroidal masses (rk) entirely suffered felsitic 

recrystallization and only dark, sharp outline (bottom) separate these from the similar mátrix. The 2 nd spherulite 
generation (dark pathches, szf) arefresh (XN). 

3. Hólyagüreges vörös riolitér szürke gyöngyköves perlitből tridimit bevonattal (tr) és viaszopál üregkitöltéssel 
(Kurtabérci-völgy). A szöveti változatok jobbról: szferolitos sáv (sötét, szf.), felzites sáv (világos, f), hólyagüreg, falán 
tridimittel (tr) majd az egészet kitöltő opállal (O), (XN). 

3. Amygdaloidal rhyolite vein from grey perlite with tridimite coating and vaxopal filling. The texture zones from right: 

spherulitic bánd (dark, szf), felsitic bánd (light, f), an amygdale with tridimite on the wall tr), and the füling up opal (O), (XN). 

4. Szferolitos riolit az Ósva-völgyből. Az egyenetlen hűlési folyamat eredményeként fejlődött, hűlési repedés menti több 

generációs axiolit (ax) és szferolit (szf) képződéssel, alárendelt mennyiségű felzittel (f), (XN). 

4. Spherulitic rhyolitefrom Ósva Valley. The development offew generations ofaxiolites (ax) and spherulites (szf) along a 
cooling crack and the subordinate felsite (f) are the evidences ofuneven cooling(XN). 









Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


83 


III. tábla-Plate III 



1. A hasadék kürtő környezetében (Ósva-völgy, Kutyaszorító) a meredek dőlésű vastag pados el válási rendszer átmetszi az 
oszloposság függőleges lefutási vonalait. 

1. The steep dipping slabs cut through the columnar joint lines at the environment of the fissure vént (Ósva Valley, 
Kutyaszorító). 

2. Fluidális riolit a Nagy-Ork-hegy, tető régiójából. A lávaredőkkel tagolt fluidális szövetben, a világos sávok felzites 

alapanyag krisztallizációt, a szürke sávok szferolitos devitrifikációt mutatnak. 

2. Fluidal rhyolite from the Nagy-Ork Hill peak region. The texture is dissected by multiple lava folding, the light bands 

showfelsitic groundmass crystallization, the grey bands spherulitic divitrífication. 

3. Fluidális riolit a Kis-Ork-hegyről ekvigranuláris krisztobalit (ekv) és hópehely (hp) szöveti foltokkal. 

3. Fluidal rhyolite from the Little-Ork Hill with ekvigranular crystobalite (ekv), and snowflake (hp) texture pathches. 

4. Különböző kristályossági fokú foltok mintázata fluidális riolitból hópehely szövettel (világos részek 70-200 pm, hp), 

felzites (szürke foltok, 10-30 pm, f) és mikrofelzites (sötét területek <10 pm, mf) részletekkel (XN). 

4. Pattern ofdifferent crystallization scale patches of fluidal rhyolite with snowflake texture (light areas, 70-200 pm, hp), 
felsitic (grey patches, 10-30 pm,f) and microfelsitic regions (darkspace, <10 pm, mf), (XN). 













Földtani 73,-=. 


Idtajai EMis 



Qeoloi:|ii.al su 1 ^-^ 

138/1, 85-96., Budapest, 2008 


Rövid tudománytörténeti áttekintés a negyedidőszak és néhány kapcsolódó 
geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról 


„A diluvium... a biblia özönvizétől származtatott ugyan a szó, de 
nem az értelem. A geológia megtartja, a nélkül hogy reá 
szorulna, de a szokás néha oly csekélységekre is vonatkozható, 
mint a jelen esetben, hogy t.i. rímes az alluvium és a diluvium. ” 


(Szabó 1893) 


Bradák Balázs 1 


1 ELTE TTK, Földrajz- és Földtudományi Intézet, Természetföldrajzi Tsz., Bp. 1117, Pázmány P. sétány 1/C, bradak.b@gmail.com 


Short historical overview about the roots and chance ofQuaternary and somé connecting term 


Abstract 


One of the most important questions in recent geochronological debate is the hierarchical ránk of the Quaternary in 
the geological time scale. The effort of International Commission on Stratigraphy (ICS) has been stronger and stronger 
in urging the deletion of the Quaternary from the time scale, regarding it as an anachronistic term; the Neogene could then 
be extended to the present. The International Union fór Quaternary Research (INQUA) has responded to this, standing by 
the Quaternary as a system, and it has cooperated with the ICS in the creation of different versions in order to frame the 
Quaternary intő a geochronological system. 

Two versions remained from the numerous on offer in 2007: 

— In the ICS point of view is that the Quaternary system should be regarded as a “sub-era”, which correlates with the 
laté Neogene period. The lower boundary of the sub-era is joined to the beginning of Gelasian Stage (2,6 ma BP). The 
upper boundary of the Neogene should be extended to the recent. 

— The INQUA would like to extend the lower boundary of the Pleistocene and Quaternary at the expense of the 
Gelasian Stage of Pliocene. The Quaternary should stay as a system in the geochronological time scale. 

Besides retaining the term quaternary the other effort of INQUA has been to extend the boundary of the Pleistocene 
(both Quaternary) to 2.6 ma BP. One of the most important arguments is that the beginning of the Quaternary and 
Pleistocene is indicated by the first craggy climatic change. Thus the beginning of the Pleistocene and the beginning of 
Quaternary are inseparable indicate a “momenf ’ in the geochronology. There are important roles fór the historical 
development and the interlocking of the terms “ice age”, “Pleistocene” and “Quaternary” in the latter discussion. 

The Quaternary Subcomission of the National Commisson on Stratigraphy of the Hungárián Academy of Science has 
determined that the boundary of the Quaternary and Pleistocene should be at 2,58 ma BP, based on the findings of 
numerous studies carried out in Hungary. In Hungary the interpretation of the Quaternary and the Pleistocene was the 
same as that of the INQUA version, even before the international debate began. 


Keywords: diluvium, iceage, Pleistocene Holocene, Quaternary, INQUA, ICS 


Összefoglalás 


A napjainkban zajló geokronológiai viták egyik legfontosabb kérdése a kvarter/negyedidőszak helyzetének 
tisztázása a földtörténeti kortáblán. A Nemzetközi Rétegtani Bizottság (International Comission on Stratigraphy, ICS) 
azon törekvése, hogy, mint anakronisztikus kifejezést törölje a kortábláról és a neogén időszakot napjainkig terjessze ki, 
az ezredforduló táján igen erőteljessé vált. A negyedidőszak-kutatásokat nemzetközi szinten összefogó Negyedidőszak- 
kutatások Nemzetközi Szövetsége (International Union fór Quaternary Research, INQUA) reagálva ezekre a 
törekvésekre, kiállt a negyedidőszak, mint terminus szükségesség mellett, illetve az ICS-el együttműködve különböző 
változatokat készített a kvarter geokronológiai rendszerbe illesztésére. 

A számos változat közül jelenleg két elképzelés maradt: 

— Az ICS a kvarter, a neogén késői szakaszával párhuzamosítható, alidő rangra emelése mellett tört pálcát. Kezdetét 
a gelasi korszak kezdetéhez kapcsolnák (~2,6 M éve) és a neogén időszak határát napjainkig terjesztenék ki. 

— Az INQUA a pleisztocén, és egyben a kvarter határának kitolását tartaná szükségesnek, a pliocén, gelasi 
korszakának „rovására”. A kvartért pedig, mint a neogént követő földtörténeti időszakot megtartaná a geokronológiai 
rendszerben. 

A negyedidőszak terminus megőrzése mellett, az INQUA egyik legfontosabb törekvése, a pleisztocén (és egyben a 
negyedidőszak) határának 2,6 M év környékére történő kitolása. A legfőbb érvek egyike, hogy a negyedidőszak és 






86 


Bradák Balázs: Áttekintés a negyedidőszak és néhány kapcsolódó geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról 


egyben a pleisztocén kezdete a neogén utáni első markáns klímaváltozásokhoz kapcsolható. Tehát a negyedidőszak 
kezdete a pleisztocén kezdetétől szétválaszthatatlan "földtörténeti pillanatot" jelöl és ebben jelentős szerepe van az 
említett kvarter, pleisztocén és a jégkorszak terminusok tudománytörténeti fejlődésének és összefonódásának is. 

Magyarországon az Akadémiai Rétegtani Bizottság Negyedidőszaki Albizottsága különböző, az 1970-es évek óta 
zajló kutatásokra alapozva a negyedidőszak és egyben a pleisztocén határát 2,58 M év-ben határozta meg. A 
magyarországi geokronológiai felosztásban már jóval a nemzetközi viták előtt megjelent és elfogadottá vált az INQUA 
jelenleg kialakított változata a negyedidőszak és pleisztocén státuszára és lehatárolására a földtörténeti kortáblán. 

Tárgyszavak: diluvium, jégkorszak, pleisztocén, holocén, negyedidőszak, INQUA, ICS 


Bevezetés 

Egyes a földtörténeti korbeosztást és geokronológiai 
problémákat érintő értekezések (Gradstein et al. 2004) 
illetve az időközönként kiadott „Geological Time Scale” 
című sorozat legutóbbi megjelenése (Gradstein et al. 
2005) jelentős vihart kavart a negyedidőszakkal foglalkozó 
kutatók köreiben, magának a negyedidőszaknak, mint sztra- 
tigráfiai és geokronológiai egységnek a megkérdőjelezé¬ 
sével. A tudomány nemzetközi vizein fodrozódó hullámok 
hazánkat is elérték, ezért úgy gondolom, hogy a nemzetközi 
és magyar „jégkorszak-kutatások” és a korbeosztás fejlő¬ 
désének rövid történeti áttekintésével érdemes ezt, a magyar 
negyedidőszak-, és/vagy pleisztocénkutatás számára is fon¬ 
tos kérdést boncolgatni. A kutatástörténeti összegzés során 
elsősorban a geokronológiai beosztásokban felbukkanó fo¬ 
galmak eredetéhez szeretnék kiegészítésekkel szolgálni, 
illetve a felmerülő kronosztratigráfiai/ geokronológiai prob¬ 
lémákat összefoglalni. Egy ehhez hasonló, tudománytör¬ 
téneti-irodalmi jellegű áttekintő munka már született Rónai 
(1984a) tollából, de az azóta eltelt időszakban bekövetkezett 
változások miatt érdemes a kérdést újból körbejárni. 

A negyedidőszak és a „rokon” fogalmak 
születéséről... 

Negyedidőszak, vagy kvarter 

Abraham Gottlob Werner (1749-1817), a neptunista 
szemlélet egyik legkiemelkedőbb képviselője különböző 
keletkezésű, típusú kőzetek elkülönítésére használta a pri¬ 
mitív vagy primer, szekunder és tercier kifejezéseket. Ezt az 
alapvető elkülönítést fűzte tovább Giovanni Arduino (Pil- 
lans & Naish 2004). Ő azonban már négy rétegtani „fokot”, 
vagy „rendet” határozott meg az Alpok vizsgálata során. Az 
elsődleges, vagy primer rend tagjait a Dél-Tiroli Alpok 
fosszüia nélküli, vulkanikus kőzetei („monti primeri”), a 
másodlagos, vagy szekunder rendet az Alpok hegylábi terü¬ 
leteinek ősmaradványokban gazdag, mészkő és agyag üle¬ 
dékei alkották („monti secondari”). Harmadlagos, vagy ter¬ 
cier egységbe sorolta a szubalpi területek kevesebb fosszí- 
liát tartalmazó kőzeteit („monti terziari”) és a negyedleges, 
vagy kvarter rétegeket a Pó alföldjének alluviális sorozata 
jelentette („quatro ordine”) (Rudwick 2005). Terepi meg¬ 
figyeléseken alapuló beosztását két, kortársának, ifjabb 
Antonio VALLiSNERi-nek (1714-1795) küldött levelében 
összegezte 1759-ben (Gibbard & van Kolfschoten 2005). 


A kvarter, vagy negyedidőszak elnevezés „újrafel- 
fedezője” Desnoyers (1829) volt. A francia kutató a Szajna 
völgyében fellelhető tengeri és alluviális eredetű, tercier 
rétegtani egységeket fedő fiatalabb, „Tertiaire récent” 
üledékekre használta az elnevezést. Desnoyers, Annales 
scientifiques natúré lles nevű folyóiratban megjelent cikkét 
követően, 1833-ban Géologie de la période quaternaire 
címmel már összefoglaló jellegű munka született Henri 
Reboul tollából. Munkájában (Reboul 1833) őslénytani 
alapon különítette el tercier és kvarter rétegeket, az alapján, 
hogy az egyes rétegek tartalmazzák-e ma is élő fajok ma¬ 
radványait, vagy nem. 

A kvarter kifejezés széles körben d’Archiac (1849), 
illetve Morlot (1854, 1856), a Rhone völgyének kvarter 
üledékeit leíró, német nyelvű munkájának köszönhetően 
terjed el széles körben Európában. 

Magyarország földtanáról a XIX. század elején részletes 
leírást készítő Beudant (1822) az általa használ kortáblában 
még nem különít el negyedidőszaki rétegeket (a kifejezés 
csak Desnoyers (1829), illetve Reboul (1833) 10-15 évvel 
későbbi munkáiban jelenik meg). Nyomtatott formában 
Szabó (1860) használta először Magyarországon a kvarter 
kifejezést. Az üledéksor ismertetésekor „trchytos kavicsot 
mint negyedkori képletet” említett. 

Diluvium 

Az Alpokban talált ősmaradványok keletkezésének 
magyarázatakor Scilla (1670) La vana speculazione 
disingannata dal senso című művében kapcsolta össze 
először a bibliai vízözönt és földtani jelenségeket (Rappa- 
port 1997). A XIX. század egyik jelentős földtani prob¬ 
lémájára, a vándorkövek (báránysziklák, ördög kövei) kér¬ 
désére szintén ez a mitikus jelenség jelentette az egyik 
lehetséges megoldást. 

1780-ban Silberschlag, berlini királyi építészeti főta¬ 
nácsos a Geogenia vagy a mózesi föld teremtés magyarázata 
című művében a vándorköveket vulkáni eredetű, szórt 
anyagnak gondolta és az északkelet-németországi terüle¬ 
teken húzódó tórendszer tavaiban vélte felfedezni a vízzel 
borított kitörési centrumokat, „kráternyílásokat” (Francé 
1925). Végül a vele szemben álló Leopold von Buch özön¬ 
vízhez kapcsolt magyarázatát fogadta el az akkori tudós- 
társadalom. A kutató elméletében megfogalmazta, hogy az 
Észak-Német-síkság felszínét egy katasztrofális áradás, az 
általa szállított üledékek („diluviális-kavics”) felhalmo¬ 
zásával, szétteregetésével alakította ki (Francé 1925). 

Von Buch mellett Buckland (1924) az özönvízelmé¬ 
letének másik fontos képviselője, aki megfigyelésének 



Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


87 


eredményeit és elméletét Reliquiae Diluvianae című művé¬ 
ben összegezte. 

Magyarországon az özönvízelmélet kvarter üledékekre 
történő alkalmazásának nem sok írott forrása van. Ennek 
oka feltehetőleg, hogy hazánk területére szinte egyszerre 
érkezett meg a vándorkövek és más pleisztocén jelenségek, 
üledékek eredetét édesvízi áradattal magyarázó özönvíz-, a 
jégtáblákon, beléjük fagyva való szállítódást hangoztató 
iceberg-, vagy drift- és a jégárak felszínformáló tulajdon¬ 
ságait, Európa eljegesedését emlegető gleccser-elmélet. 

Az özönvízelmélet talán egyik utolsó (hazai) képviselő¬ 
jeként, különböző laza megtartású kőzetekből álló rétegeket 
egy „nagyszerű édesvizi áradat” által létrehozott soro¬ 
zatként értelmezte Pávay (1871). 

A diluviumot, mint geokronológiai egységet Pettko 
(1856) negyedidőszaki üledékekre használta, a tanul¬ 
mányhoz kapcsolt földtani térképen az „özöny” korszakban 
keletkezett üledékek közé a löszt (itt agyag!), illetve a ván¬ 
dorköveket sorolta. 

Magával az elmélettel szemben a „diluvium”, mint geo¬ 
kronológiai egység azonban széles körben elterjedt Magyar- 
országon, mint ahogy ezt jelen értekezés mottója is jelzi 
(Szabó 1893). A diluvium, mint a negyedkor eljegesedé¬ 
sekkel jellemezhető időszaka közel 100 éven keresztül, még 
az 1940-es években, is használatban volt (Gaál 1943). 

Jégkorszak 

A kifejezés szülőatyja egy a XIX. században alkotó 
geológus, biológus és költő, Schimper (1837). 1837. február 
14-én olvasta fel a földtörténet jellegzetes szakaszának 
nevet adó, die Eiszeit (A jégkorszak) című költeményét. 

A Principles of Geology című műben (Lyell 1830) 
ismertetett aktualizmus elvének alkalmazásával a moréna¬ 
halmok és karcolt felszínek kialakulása új értelmezést nyert. 
Ezek a geomorfológiai formák lettek az első bizonyítékai a 
glaciális-, vagy „gletser”-elméletnek, mely szerint a geoló¬ 
giai „harmadkor” és az alluviális képződmények korszaka 
közé az „ú. n. jég-korszak illeszkedett be, melyben a föld 
nagy részén, a kevéssel azelőtt még szubtrópusi kiimát, a 
mindent megdermesztő jég uralma váltott föl” (Sajóhelyi 
1904). 

Az eljegesedés elméletének egyik első képviselője 
Venetz. Egy 1821-ben zajlott svájci természettudományos 
találkozón kifejti gondolatait, miszerint számos, az Alpok 
területén megfigyelhető morfológiai forma vezethető vissza 
a jég munkájára. Állításának alátámasztására egy XIV. 
századi tájképen hosszan a völgybe lenyúló gleccsert és 
saját, a hasonló, már jég által elhagyott területen végzett 
összehasonlító megfigyeléseit hozta fel (Ráncé 2003). 

„A jégkorszak atyja”-ként emlegetett Agassiz 1837-ben 
a Helvét Természettudományi Társaság előtt Neuchátel-ben 
tartott előadásában már a hallgatóságot sokkoló radikális 
elméletet mutatott be. Vizsgálatai alapján nem elképzel¬ 
hetetlen Európa teljes eljegesedése az Északi sarktól a 
Mediterraneumig (Ráncé 2003; Gibbard & van 
Kolfschoten 2005). Agassiz az 1867-ben megjelent Outl- 


ines of Comparative Physiology című munkájának cím¬ 
lapján közölt „elvi rétegsoron” a drift-, vagy glaciális kor¬ 
szakot a terciert követő „modern kor” részének tartotta. 

Magyarországon nyomtatott formában, magyar nyelven, 
a jégkorszak, vagy valamelyik rokon kifejezéssel először 
Vogt (1869) Az újabb vizsgálatok eredményei az őstörté¬ 
nelem körében című előadásáról készült tudósításban ta¬ 
lálkozhatunk. Vogt ebben az előadásában megállapítja 
„hogy azon időben a flóra és fauna, a növény és állatvilág ép 
oly zord hidegben tengődött mint jelenleg a magas északi 
tájakon” és ennek az időszaknak a legjellegzetesebb 
maradványait a „diluvium nevét viselő rétegek” őrzik (Vogt 
1869). A tudós eredményei iránti érdeklődést mutatja, hogy 
a következő évben a Királyi Magyar Természettudományi 
Társulat ülésén szerepelt előadóként (Vogt 1870). Ebben, 
az M. B. (Mikó Béla?) által tolmácsolt előadásban, már 
egyértelműen kijelentette, hogy „közép-Európa diluviál 
képletei oly korszakban támadtak, mikor a klíma töké¬ 
letesen más volt... Az ember megjelenése és a már kihalt 
ősállatokkal való együtt létezése erre a korszakra, az úgy¬ 
nevezett jégkorszakra egész bizonyossággal visszavihető” 
(Vogt 1870). Ezt követően az eljegesedés, jégkorszak 
nyomait kutató „természetvizsgálók” honosították meg az 
elnevezést Magyarországon az 1870-es, 1880-as években 
(Szabó 1872,1888; Török 1875). 

Pleisztocén—holocén 

A pleisztocén (plisztocén) kifejezést 1839-ben Lyell 
vezeti be a geológiába (Vadász 1957). A kifejezés (pleistosz 
= legtöbb, kainos = új, mai) arra utal, hogy a pleisztocén 
rétegek, a bennük található ősmaradványokat nézve, a 
„legtöbb” hasonlóságot mutatják a jelenkori (holos = telje¬ 
sen) flórával és faunával (Vendl 1952). 

Magyarországon Szabó (1893), Előadások a geológia 
köréből című munkájában találkozhatunk először nyomta¬ 
tott formában a földtörténeti kortáblában elhelyezett „pleis- 
toczen” terminussal. A mű megjelenését követően a magyar 
földtani irodalomban csak az 1910-es évek körül terjed el a 
kifejezés. Gaál (1843) mesterkéltnek tartotta a pleisztocén 
és a szinonim plisztocén kifejezést és inkább a diluvium 
használatát ajánlotta helyette. 

„Modern”, jelenkori, a pleisztocénnél fiatalabb réteg- 
tani egységekre Gervais használta először a holocén kife¬ 
jezést kiegészítve ezzel Lyell rétegtani rendszerét ( Sümegi 
2001). A holocén kifejezést megelőzve, illetve párhuza¬ 
mosan, a pleisztocén-diluvium („özöny”) analógiájaként 
sokáig használták az alluvium („áradmány”) kifejezést is 
(pl. Szabó 1893). 

Egyéb elnevezések 

A földtörténet taglalt szakaszát, vagy annak egyes egy¬ 
ségeit a fent említett fogalmakon kívül még számos 
terminussal illették. A teljesség kedvéért az alábbiakban... 

„...az Ember uralmi korszaka (antropozoikum, 
„Époque quaternaire ou la Période antropozoique”)...Ezen 



Bradák Balázs: Áttekintés a negyedidőszak és néhány kapcsolódó geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról 


nevezet alatt mind azon képződményeket értjük, melyek a 
harmad-korszak befejezte után keletkeztek. Két csoportra 
szokták osztani özöny és áradmány - azaz diluviális és 
alluviális csoportra.” (Pávay 1871). Szabó (1893) szintén 
„anthropozoi” periódust említett és a földtörténeti kor 
(„periódus”) tagolását is megadta: Ezen időszak alá a 
„Diluvium” („negyedkor=pleistoczén”), „Ó-Alluvium” és 
„Új-Alluvium” „epocha”-k tartoznak. Pontosan három 
évtizeddel később újra felszínre került a kérdés. Gaál 
(1923) A Föld története című művében a negyedidőszakot a 
„szerszámos ember kora”-ként jelölte. A további tagolása 
során a diluviumot a „kihalt ember-fajok”, az alluviumot 
pedig, az „élő ember-fajok” korának nevezte. Az antropo- 
zoikum kifejezés tehát sokáig mint a negyedidőszak kifeje¬ 
zés szinonimája jelent meg a magyar földtani szakiro¬ 
dalomban. Vadász (1957) az antropozoikum (vagy psycho- 
zoikum!) kifejezést már a jelenkorra alkalmazta, mert „az 
Ember, tudatossá tett építő-pusztító tevékenységével a 
leghatékonyabb kőzetalkotó szervezetek sorába kerül. Min¬ 
den közeget meghódító elterjedésével s mindent magának 
kisajátító, saját léte nézőpontjából értékelő volta szerint 
különleges vezetőlénye a jelenkornak”. 

Szinte ennek a gondolatfonalnak a folytatása lehet az 
antropogén („antropogene”) kifejezés. A terminus, mint 
ajánlás azAgeologic time scale című műben (Harland et al. 
1989) tűnt fel, és mint időszak a pleisztocén és holocén kort 
foglalta magába. Az elsődleges célja, hogy a terciert „le¬ 
váltó” paleogén és neogén időszakok mintájára, a negyed¬ 
időszakot is egy hasonló hangzású fogalommal helyettesít¬ 
sék, utalva az ember egyre erősebbé váló jelenlétére ebben a 
földtörténeti szakaszban ( Harland et al. 1989). Ebben a 
műben jelent meg a pleisztogén („pleistogene ”) kifejezés is 
mint az előbb említett antropogénnel szinonim fogalom. 

A negyedidőszak, a vele egyenrangúnak tartott földtör¬ 
téneti egységhez viszonyított rövidségét tekintve, Gaál 
( 1943) a pantocént, mint a „quartért” helyettesítő, a pleiszto¬ 
cént és a holocént magába foglaló és a neogén alá tartozó 
földtörténeti egységet ajánlotta. 

Az egyes terminusok összefonódása 

A negyedidőszak-diluvium-pleisztocén kifejezések 
összekapcsolásának de Serres (1830) volt az előfutára. A 
tudós a diluvium elnevezést a negyedidőszak terminus 
szinonimájaként használta. A bibliai Vízözön és a negyed¬ 
időszak összekapcsolásával megszületett a negyedidőszak 
első lehetséges felosztása. A diluviális elnevezéssel a víz¬ 
özön alatt kialakult, alluviális névvel pedig, az utána le¬ 
rakodó, döntően folyóvízi eredetű rétegeket jellemezték. 
Ezek az elnevezések sokáig kronosztratigráfiai, geokrono¬ 
lógiai egységként is szerepeltek, mint a kvarter két alegy¬ 
sége. 

Lyell (1839) újraértelmezi a korabeli rendszert, és az 
általa „újabb pliocén”-ként meghatározott, a tercier réte¬ 
geket fedő üledékeket és a diluviális egységet pleiszto¬ 
cénnek nevezte el (Vadász 1957). Magát a „jégkorszakot” 


Forbes (1846), saját és Lyell korábbi megfigyeléseire 
alapozva összekapcsolta az eljegesedések nyomait őrző 
„újabb pliocén” földtörténeti szakasszal. 1872-ben Lyell a 
pleisztocént már a pliocént követő korként írta le 
(postpliocén és nem az „újabb pliocén” helyettesítője!) és 
emellett felső határaként a jelenkort jelölte meg (Vai 1997). 
Érdekesség, hogy Lyell egyértelműen soha sem használta a 
negyedidőszak kifejezést, csak jelezte, hogy a Desnoyers 
által alkalmazott kvarter feltehetőleg az ő, tercier végén 
elkülönített, a postpliocéntől a „jelenkorig” tartó föld- 
történeti szakaszával azonos (Ogg 2004). 

Az eljegesedés és a negyedidőszak (pleisztocén-holo- 
cén) összekapcsolása alapozta meg azt a szemléletet, ami 
napjainkig meghatározza a negyedidőszak lehatárolásával 
foglalkozó kutatásokat. A negyedidőszak határát elsősor¬ 
ban két fontos földtörténeti eseményhez, ezek üledékekben 
előforduló nyomaihoz próbálták kapcsolni: a „Homo” nem¬ 
zetiség kialakulásához, illetve a poláris jégsapkák megjele¬ 
néséhez és ezek jelentős klímamódosító hatásához. 

Az utóbbi jelenség vizsgálatára megfelelő helyet jelen¬ 
tettek egyes, Olaszország területén található üledékes 
rétegsorok. Az 1900-as évek kezdetén a területen dolgozó 
kutatók, mint De Stefani (1876), Doderlein (1872), vagy 
Gignoux (1910, 1913) a pliocén és a negyedidőszak határát 
(az említett kutatók a vizsgálatok során a „quaternaire” 
kifejezést használták) egyértelműen a tengeri üledékekben 
megjelenő hidegvíz-kedvelő puhatestű maradványokhoz 
kapcsolták. A kérdés az volt, hogy a Gignoux által elkülö¬ 
nített kalábriai egység alsó, vagy felső része jelentse a 
negyedidőszak kezdetét (Vai 1997). 

A helyzetet tovább bonyolította, hogy eközben Hörnes 
(1853), szintén őslénytani alapon, két új sztratigráfiai egy¬ 
séget alkotva, paleogén („Paleogen Stufe”) és neogén 
(„Neogen Stufe”) egységekre különítette el a Bécsi-meden¬ 
ce egyes üledékeit. A miocén és pliocén rétegeket, mivel 
paleontológiailag nem tudta őket megfelelően szétválasz¬ 
tani, neogénnek nevezte. Mivel a két szint mellett, a vizsgált 
rétegsorok fedőüledéke gyakran pleisztocén, esetleg alsó- 
holocénbe tartozó volt, így a tudományos köztudatban a 
neogén, mint a miocéntől a jelenkori üledék aljáig tartó 
egység terjedt el (Aubry et al. 2005). 

1948-ban a XVIII. Nemzetközi Geológiai Kongresszus 
(International Geological Congress, IGC, London) döntött a 
pliocén-pleisztocén (tercier-kvarter) sztratotípusának meg¬ 
határozásáról az olasz területen található neogén réteg¬ 
sorokban, melyek tartalmazzák az alsó-pleisztocén, ka¬ 
lábriai emeletét, és hordozzák az eljegesedésre utaló első 
jelentős klímaromlás nyomait (King & Oakley 1949). Az 
ICS a Pliocén-pleisztocén Határ Munkacsoport (Pliocene- 
Pleistocene Boundary Working Group) ajánlása alapján 
1984-ben a vricai szelvényt (Kalábria, Dél-Olaszország) 
fogadta el sztratotípusnak (Bassett 1985). 

Magyarországon Szabó (1857), A budai melegforrások 
földtani viszonyai című értekezésben jelent meg először 
nyomtatott formában a neogén terminus. A kutató a 
„harmadkori”, eocénnél fiatalabb rétegeket összegezte a 
kifejezéssel. Szintén Szabó (1860, 1861) használta a 



Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


89 


„negyedkor” és diluvium kifejezéseket először szinoni¬ 
maként. 

Vogt (1870), a Magyar Királyi Természettudományos 
Társulat ülésén elhangzott előadásában fonódik először 
egybe a diluvium, a jégkorszak és a „quaternár”, mint 
földtörténeti korszak fogalma. Bár a jégkorszak elmélete 
lassan elterjedté válik Magyarországon is, egyes kutatók 
még mindig vallják a diluviális elméletet. Pávay (1871) az 
özönvíz eseményét a negyedidőszakba helyezte és a „ne¬ 
gyed-korszakiból származó rétegeket általában üledékes, 
„laza porhanyos ásványi anyagokból” álló, feltehetően 
özönvíz által létrehozott sorozatként határozza meg. 

Az 1800-as évek, a kérdéssel kapcsolatos tudományos 
törekvéseire jellemző, hogy a kutatók az eljegesedés elmé¬ 
letének megjelenése után megpróbálták összekapcsolni a 
negyedidőszaki üledékek, felszínformák kialakulásával 
kapcsolatos elképzeléseket. Ez természetesen jelentette az 
egyes elméletekben előforduló fogalmak, kronosztratigrá- 
fiai egységek egyeztetését, összeolvasztását is: „Egy köz¬ 
érdekű tárgyról fogok elmélkedni, a Földről, a Földnek alig 
múltjáról, a geologok negyedkorának vagy diluviumának 
azon phasisaról, mely a jégkorszaknak mondatik” (Szabó 
1888). Szabó (1888,1893) munkáiban azonban még a drift- 
és gleccserelmélet együttesen van jelen, s csak az 1900-as 
évek elejére Székány (1908) munkájával válik egyértel¬ 
műen elfogadottá az eljegesedés(ek) elmélete. A negyed¬ 
időszak és a jégkorszak, mint egységes földtörténeti peri¬ 
ódusra vonatkoztatott kifejezések szinonimaként történő 
használata rövid életű volt. A többszöri eljegesedést hirdető 
poliglacialista szemlélet magyarországi elterjedésével a 
jégkorszak(ok) kifejezést már más értelemben, a glaciális, 
eljegesedési időszakok szinonimájaként kezdték használni 
(pl.: Lóczy [szerk.] 1910). 

Az egyes elméletek keveredését mutatta Staub (1887), 
Roth egy dolgozatát bíráló írása. A Magas Tátra eljege¬ 
sedési nyomait vizsgálva „gleccserdiluviumból álló moré¬ 
nákat” említett. 

A diluvium fogalma csak lassan kopott ki a kvarter mai 
sztratigráfiai terminusai közül: „egyszerűen és világosan 
írjunk csak diluviumot vagy pleisztocént és az eljegesedett 
évezredeket nevezzük jeges szakaszoknak” írja Gaál 1943- 
ban! 


, ,Határ-helyzet’ ’ 

A földtörténeti kainozoikum (újidő) legfiatalabb idősza¬ 
kának, a negyedidőszaknak, illetve más szemszögből nézve a 
neogén időszak pleisztocén korának pliocéntől történő 
pontos elhatárolása a kapcsolódó kutatások régóta vitatott 
kérdése. A két földtörténeti egység határa az egyik sarkalatos 
pontja a jelenleg gyűrűző vitáknak, ezért érdemes ezt a kér¬ 
dést is tudománytörténeti irányból körüljárni. A különböző 
földtörténeti egységeket először külön-külön ősmaradvᬠ
nyok, illetve a jégkorszakot az eljegesedésekhez kapcsolható 
üledékek és morfológiai formák alapján próbálták elhatárolni 
az idősebb egységektől. A különböző elképzeléseket fedő 


negyedidőszak, jégkorszak, pleisztocén, (diluvium) fogal¬ 
mak összefonódásával kialakult az a ma is fontos nézet, hogy 
az eljegesedésekkel jellemezhető leginkább a földtörténet 
ezen, különböző terminusokkal jelzett, szakasza. így az első 
markáns klímaváltozások üledékföldtani, őslénytani és 
később, pl izotópsztratigráfiai nyomai egyben, szemléletektől 
függően, a tercier-kvarter, pliocén-pleisztocén, neogén-ne- 
gyedidőszak (?) határt jelölik. 

A rétegtani, és/majd a kronosztratigráfiai osztályozás 
egységesítésének törekvése már az 1878-as I. Nemzetközi 
Geológiai Kongresszuson megjelenik, de a Hollis D. 
Hedberg irányításával megalkotott egységes rendszerre még 
közel száz évet kellett várni (Fülöp et al. 1975). 

1984-ben úgy tűnt, hogy a pliocén-pleisztocén elhatáro¬ 
lásának kérdésére megoldást találnak. Az 1948-as Nem¬ 
zetközi Geológiai Kongresszus felhívását követően, több mint 
három évtizedes munka és számos kompromisszum után a 
dél-olaszországi Kalábriában található vricai szelvényt ne¬ 
vezték ki a két kronosztratigráfiai egység határát tartalmazó 
sztratotípusnak (Harland et al. 1989, Aurby et al. 1999). 

A plio-pleisztocén, és/vagy a negyedidőszak határának 
~1,8-ról ~2,6 M év-re történő kitolását azonban az INQUA 
Rétegtani és Kronológiai Bizottsága (Stratigraphy and 
Chronology Comission) számos dolog miatt szükségesnek 
tartaná (Pillans & Naish 2004). Az előzményekhez 
tartozik, hogy az INQUA 1982-es moszkvai kongresszusán 
három lehetséges magnetosztratigráfiai egységet határozott 
meg, mint a tengeri és szárazföldi párhuzamosítást és a 
„határkő” letételt segítő paleomágneses eseményt: a Bru- 
nhes-Matuyama átfordulást, az olduvai eseményt, illetve a 
Gauss-Matuyama átfordulást (Cita 2007). A változatok 
közül az olduvai eseményt (~1,8 M év) fogadták el és nem a 
nemzetközi fórumokon egyre jobban előtérbe kerülő Gauss- 
Matuyama polaritási zóna határt (~2,6 M év). 

Bár a határ-kérdés újragondolásához a negyedidőszak 
sorsának kérdése kitűnő alkalmat szolgáltatott, a gondolat 
már a 1990-es évek végétől érik. A Quaternary Inter¬ 
national című folyóirat egyik számát teljes egészében a 
problémának szenteli (Partridge [ed.] 1997). A Bizottság 
elsősorban a már említett két tényezőhöz, az eljegesedéseket 
megelőző markáns hűléshez és a Hominida nemzetiség 
megjelenéséhez kapcsolható bizonyítékokat sorakoztatott 
föl (Pillans & Naish 2004): 

— Az oxigénizotóp-görbéken körülbelül 2,6 millió 
évvel ezelőtt jelentkeznek az első eljegesedést mutató 
kilengések (Shackleton 1997). 

— A Kínai löszplató üledékeinek rétegtani vizsgálata az 
üledékképződési környezet megváltozását mutatja körül¬ 
belül 2,6 millió évvel ezelőtt (vörös agyag > lösz) (Ding et al. 
1997). 

— Feltételezhetően az első, Homo genushoz sorolt 
Homo rudolfiensis megjelenése is erre az időszakra tehető 
(Partridge et al. 1995). 

— A régészeti kutatások szerint a legidősebb kőeszközök 
akár a 2,5 millió éves kort is elérhetik (Semaw et al. 1997). 

— Nem elhanyagolható az a tény, hogy a kitolt kvarter, 
vagy pleisztocén határt nem kellene újradefiniálni, mert ez 



90 


Bradák Balázs: Áttekintés a negyedidőszak és néhány kapcsolódó geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról 


megegyező lenne a gelasi (pliocén) korszak kezdetével (Rio 
et al 1998). 

A különböző fórumok az 1990-es évek második felétől 
foglalkoznak a negyedidőszak/pleisztocén határának kitolᬠ
sával, Zhiseng (1985) a magyarországi kutatásokhoz ha¬ 
sonlóan (lásd alább) azonban már az 1980-as évek derekán 
felhívta a figyelmet a plio-pleisztocén szárazföldi üledé¬ 
kekben rejtőző, határkérdésekkel kapcsolatos problémákra. 
A folyamatosnak feltételezett kínai lösz-paleotalaj-vörös- 
agyag üledékes rétegsorok vizsgálata során a szedimen- 
tológiai és őslénytani bizonyítékok alapján a Matuyama- 
Gauss mágneses pólusátfordulás körül látja szükségesnek 
meghúzni a negyedidőszak határát. 

A nemzetközi kutatási irányokhoz hasonlóan először 
Magyarországon is őslénytani kutatások segítségével pró¬ 
bálták meghatározni a pliocén-pleisztocén határt (Kretzoi 
1953, 1956). Kretzoi (1969), igazodva a 1948-as Nem¬ 
zetközi Geológiai Kongresszus felhívásához, a földközi¬ 
tengeri sztratigráfiában használt kalábriai emeletet a villᬠ
nyi emelet felső szakaszával párhuzamosította. A pliocén- 
pleisztocén határát azonban, a domináns faunaelemek éles 
váltása alapján nem a villányi emelet felső szakaszába, 
hanem annak kezdetére helyezi (Kretzoi 1969, 1983). A 
határt sokáig 3 millió évvel ezelőtti időszakban jelölte meg 
(Kretzoi & Pécsi 1979, 1982, Kretzoi 1983), melyet a 
nyolcvanas évek derekán, feltehetőleg az újabb földtani 
vizsgálatokhoz igazodva -2,5 millió évre változtatott 
(Kretzoi 1985). A gerinces fauna kutatása mellett a plio- 
pleisztocén határ meghatározásában és a pleisztocén 
felosztásában nagy szerep jutott a különböző üledékekhez 
kapcsolt malakológiai vizsgálatoknak (pl. Krolopp 1970, 
1982) és az egyes őslénytani vizsgálatok összekapcsolᬠ
sának is (Kretzoi & Krolopp 1972). 

Sümeghy (1955) a magyarországi pliocénról és pleisz¬ 
tocénről írt disszertációjában a litosztratigráfiai és őslény¬ 
tani módszerek hiányosságai miatt a klímaváltozások és a 
hozzájuk köthető jelenségek vizsgálatában látta a plio- és 
pleisztocén korszakok elkülönítésének lehetőségét: „A fau¬ 
nára alapított osztályozás nem vált be, s az idősebb réte¬ 
geknél használt megkülönböztetési módok hiánya miatt, a 
pliocénnak a pleisztocéntől való elkülönítésére az éghajlatot 
használják. A nagy terjedelmű eljegesedést eredményező 
éghajlatok szolgáltatják ma az egyetlen kiemelkedőbb 
szempontot, amelynek tekintetében a pleisztocén az azt 
megelőző időtől eltér” (Sümeghy 1955). A pleisztocén kort 
megelőző átmeneti időszaknak az „ante-pleisztocén” nevet 
adta, jelezve ezzel a pliocén és pleisztocén közti éles 
határvonal hiányát. 

A rétegtani-kronosztratigráfiai kérdések szempontjából 
kiemelkedő Urbancsek (1963) felismerése, ami rávilágított 
arra, hogy a Pannon-medencében a negyedidőszaki üledé¬ 
kek többnyire diszkordánsan, illetve durvább szemcse¬ 
összetétellel települnek az idősebb üledékekre. 

Az 1970-es, 1980-as években, a nemzetközi kutatások¬ 
kal párhuzamosan, az Alföldön mélyített fúrások feltételez¬ 
hetően a neogén-negyedidőszak határát magába foglaló 
rétegsora lehetőséget teremtett egy, az említett időszakot 


reprezentáló teljes lito- és kronosztratigráfia felállítására. 
Rónai et al. (1972, 1983, 1985a, 1985b) a fúrómagminták 
üledékföldtani, malakológiai (Krolopp 1970) és palino- 
lógiai (Miháltzné Faragó 1982) elemzését végezték el. A 
kutatások alapján különböző üledékképződési ciklusokat 
figyeltek meg (Franyó 1977). A nemzetközi ajánlásokkal 
szemben, a Kárpát-medencében a pleisztocén kor határᬠ
nak, a kronosztratigráfiai vizsgálatokban egyre nagyobb 
szerepet játszó magnetosztrtigráfiai vizsgálatok alapján a 
-2,4 millió évet javasolták (Cooke et al. 1979, Rónai 1984a, 
b). Rónai (1984a) a geokronológiai felosztásában négy 
részre tagolta a pleisztocént, mely során a legidősebb 
-2,4-1,8 M év közötti emeletet legalsó-pleisztocénnek 
nevezte. 

A Dévaványa (D-l) és Vésztő (V-l) fúrómagok feldol¬ 
gozásához kapcsolódik Nádor et al. (2000, 2003) üledék¬ 
földtani, mágneses szuszceptibilitás vizsgálata, melyek 
párhuzamosítása alapján, már az egyre erősödő nemzetközi 
iránnyal egységesen, a 2,58 millió éves pliocén-pleisztocén 
határt tartják lehetségesnek. 

A különböző szárazföldi üledékes őszietek (döntően 
folyóvízi üledékek, illetve a „szubaerikus” rétegsor) jellem¬ 
zésekor szedimentológiai, paleotalajtani, őslénytani mód¬ 
szerekkel kimutatható volt a negyedidőszak kezdetét jelző 
klímaváltozás. A 2,4 és 2,58 M év közti kronometriai korok 
meghatározását magnetosztratigráfiai vizsgálatok segí¬ 
tették, melyek alapján az őskörnyezet markáns változása a 
Gauss-Matuyama polaritási zónák határához köthető. 

Az alföldi fúrások mellett, számos vizsgálat a negyed¬ 
időszak kutatásban fontos szerepet játszó lösz-paleotalaj 
sorozatok feküjéül szolgáló „szubaerikus” rétegekhez kap¬ 
csolódott. A vizsgálatok alapján, a rétegsorokban föltáruló 
egyes vörösagyagos szintek képződése, a magneto¬ 
sztratigráfiai és paleontológiái vizsgálatok alapján a 
pliocénba tehető (Pécsi 1985,1986). Egy Gyöngyösvisonta 
közelében lévő lignitbánya fedő rétegsorának vizsgálata 
során Pécsi és munkatársainak (1985) sikerült kimutatni a 
magyarországi pleisztocén kezdetét jelentő Gauss- 
Matuyama határt (-2,6 M év), bár a pliocén-pleisztocén 
határ sztratotípusának pontos meghatározását ebben az 
esetben (is) réteghiányok teszik bizonytalanná. 

A negyedidőszak lehatárolásában és tagolásában az 
Akadémiai Rétegtani Bizottság Negyedidőszaki Albizott¬ 
sága nem követte a Nemzetközi Rétegtani Bizottság rend¬ 
szerét (Harland et al. 1989), a negyedidőszak felosztására 
a következő, jelenleg is érvényben lévő ajánlást tette 
(Krolopp & Kordos 1988): 

— A legteljesebb pleisztocén rétegsorok az alföldi 
süllyedékek területén találhatóak, típusszelvényül a paleo- 
mágneses módszerrel is vizsgált Vésztő (V-l) fúrást jelölik ki. 

— A holocén-pleisztocén határa 10 000 évvel ezelőttre 
tehető. 

— A magyarországi viszonyoknak megfelelő pliocén- 
pleisztocén határ a Matuyama-Gauss paleomágneses határ¬ 
ral egyezik meg (-2,4 M év [-2,58 M év]). 

— A pleisztocént alsó-, középső- és felső-pleisztocénre 
tagolja. 



Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


91 


— A nemzetközi kutatásokkal ellentétben a pliocén- 
pleisztocén határ magyarországi üledéksorok esetén nem 
kapcsolható az elfogadott Olduvai eseményhez (~1,8 M év). 

— A középső-pleisztocén alsó határa a Brunhes-Matu- 
yama paleomágneses átfordulás (0,7 M év). 

— A felső (késő)-pleisztocén a holocén kezdetétől a 
Riss-Würm (eem) interglaciális melegcsúcsáig (125 ezer 
éve) tart, sztratotípusa a Süttő 6. lelőhely rétegsora; 

Jelenlegi álláspontok a „negyedidőszak 
sorsáról” 

A negyedidőszak létével kapcsolatos, napjainkban 
egyre hevesebben zajló vita „casus belli”-jét Gradstein és 
munkatársainak, két geokronológiai problémákkal fog¬ 
lalkozó írása szolgáltatta, melyben a negyedidőszak, mint 
földtörténeti egység létjogosultságát kérdőjelezik meg 
(Gradstein et al. 2004, 2005). „Radikális” álláspontjuk 
alapján az aurdinói gyökerekkel rendelkező negyedidőszak 
hasonlóan „elavult” kifejezés, mint a nemzetközi föld- 
történeti táblázatokból „kikopott-kikoptatott” primer, sze¬ 
kunder, illetve tercier terminusok. A Nemzetközi Rétegtani 
Bizottság „megreformálva” tehát a kronosztratigráfiai/ 
geokronológiai rendszert a pleisztocén és holocén soroza¬ 
tokat (series) a neogén rendszer (system) alá sorolta 
(Gradstein et al. 2005). A Nemzetközi Rétegtani Bizottság 
törekvését megelőzően Steininger (2002) is a negyed¬ 
időszak terminus eltörlése mellett foglalt állást. 

Ez a kérdés nevezéktani szempontból azért is érdekes, 
mert a paleogén, illetve a neogén kifejezésekkel szinonima¬ 
ként, összekapcsolva az aurdinói és hörnesi geokronológiai 
beosztást, hazánkban gyakran alkalmazták az ó-, illetve új- 
harmadidőszak terminusokat. Tehát, ha elfogadjuk a grad- 
steini elképzeléseket a negyedidőszakot új-harmadidőszak¬ 
ra (neogén) kéne cserélnünk... 

Az egyik első reakciót a kérdésre Pillans (2004b) tette 
a Quaternary Perspectives hasábjain. Pillans az INQUA 
Rétegtani és Kronológiai Bizottságának akkori elnöke egy 
áthidaló megoldást javasolt: a neogént a jelenkorig vezetné 
és a negyedidőszakot egy alidőszakként megtartaná mint a 
geokronológiai hierarchiába tartozó egységet (Pillans 
2004b) (lásd alább, 5. nézet). Pillans (2004a,b) ötletét 
követő különböző, a negyedidőszak helyzetéhez kapcso¬ 
lódó álláspontokat, alapul véve Pillans & Naish (2004) 
összegzését, kiegészítve az egyes nézetekhez kapcsolódó 
érvekkel a következőképpen foglalhatjuk össze ( 1. ábra). 

1. „Status quo vélemény” („Quaternary System”) (7. 
ábra, 7): Ez a változat a napjainkig használt geokronológiai 
közelítést jelenti. A kvarter a geokronológiai terminusok 
hierarchiájában az időszak szintjén helyezkedik el. Az 1,8 
M évben megjelölt plio-pleisztocén határ egyben a ter- 
cier(neogén)-kvarter határt is jelöli. Ez az elképzelés azért 
sem tartható, mert az ICS a negyedidőszakot, mint klimato- 
sztratigráfiai egységként szándékozik újraértelmezni 
(Gibbard 2004). Ez a törekvés magában hordozza a 
negyedidőszak-pleisztocén többi földtörténeti szakasszal 


szembeni unikális voltát: „az egyedüli földtörténeti szakasz, 
mely ősföldrajzi jelleget, eljegesedést hoz előtérbe (Vadász 
1957). Egy olyan egységet tehát, melynek határa markáns 
klímaváltozáshoz kapcsolható, ezek alapján az 1,8 M éves 
„korhatár” már meghaladott vált (Partridge 1997). 

2. „Kvarter alidőszak” („Quaternary Subsystem”) (7. 
ábra, 2): A kvarter, mint a neogén alidőszaka jelenik meg a 
földtörténeti kortáblán, alsó határa megegyezik az első, 
„status quo” változatban meghatározottakkal. Bár az alidő¬ 
szak státusz nem lenne egyedi a földtörténeti kortáblán 
(mississippi és pennsylvaniai a karbon időszakon belül), 
nem összeegyeztethető a kortáblára vonatkozó hierarchikus 
felépítés alapelveinek egyikével: minden, a rendszerben 
szereplő egysége kezdetét (alsó határát) a hierarchiában 
alatta elhelyezkedő egységek kezdetével (alsó határával) 
közösen határozhatjuk meg (Gibbard 2004) (pl. jelenleg a 
negyedidőszak kezdete (alsó határa) a pleisztocén kor kez¬ 
detével azonos). Ezek alapján neogénen belül elhelyezkedő 
„negyed-alidőszak” mintegy „függene” az időben. Az 1,8 
M éves határral kapcsolatos problémák azonosak az előző 
álláspontnál összefoglaltakkal. 

3. Az „összetett időszak” szemlélet („Quaternary 
composite epoch”) (7. ábra, 3): Ebben az elképzelésben a 
kvarter nem jelenik meg a földtörténeti kortáblán, mint 
kronosztratigráfiai egység, de minden egység, ami fiatalabb 
mint pliocén, meghatározható negyedidőszakiként. Megha¬ 
tározott jelentése van, de nincs meghatározott rangja a 
hierarchikus rendszerben (Ogg 2004). 

4. „Kitolt határú kvarter és pleisztocén” („Extended 
Quaternary”) (7. ábra, 4): Ebben a közelítésben a negyed¬ 
időszak és a pleisztocén alsó határát a pliocén gelasi 
korának kezdetére, ~2,6 mill ió évvel ezelőttre tolják ki 
(Gibbard 2004). Ez az elképzelés összhangban áll azokkal 
a kutatásokkal melyek az eljegesedés, illetve az azt előidéző 
klímaváltozások kezdetét erre az időpontra teszik és ezek 
alapján, azt a tudománytörténeti gyökerű nézetet is tovább 
viszi, mely szerint a negyedidőszak alsó, illetve a pliocén- 
pleisztocén határa pont ezeknek a környezeti változásoknak 
a nyomaihoz kapcsolható. Mivel a gelasi korszak alsó 
határát ~2,6 M évben definiálták, meghatározták a sztra- 
totípusát (Rio et al. 1998), feltételezhetően nem kell új 
sztratotípust keresni. 

5. „Kitolt határú kvarter alidőszak” („Extended Quater¬ 
nary Subsystem”) (7. ábra, 5): A kvarter aldidőszak határa 
~2,6 millió évvel ezelőttre tolódna ki, magába foglalva, de a 
pliocén és pleisztocén határa azonban az 1,8 M év maradna. 
A kvarter a neogén alidőszakaként jelenne meg a 
földtörténeti kortábla hierarchikus rendszerében. 

6. „Kitolt határú összetett időszak” („Extended Quater¬ 
nary composite epoch”) (7. ábra, 6): A harmadik köze¬ 
lítésben megfogalmazottak lennének érvényesek a negyed¬ 
időszakra, azzal a különbséggel, hogy az alsó határát ~2,6 
M évre tolnák ki. 

7. A kvarter mint alidő („Quaternary sub-era”) (7. ábra, 7): 
ez az egyik legújabb (Gibbard 2006), a „fiók mélyéről 
előkerült” változat a kvarter geokronológiai hierarchiába 
sorolásának. Maga az elképzelés, mint ajánlás már az 1989- 



92 


Bradák Balázs: Áttekintés a negyedidőszak és néhány kapcsolódó geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról 


idd 


idő¬ 

szak 


0 

korszak 

Iholocén I 

'5 

késő- 1 
pleisztocén 

o 

ÍJ 

középső- 
plcisz.íocétt 

JO 

Eh 

kara- 

picisztocán 

jJ 

gcktsi 

piacenzai 

E 

zsinatai 


idő 

idő¬ 

szak. 

al- 

idő- 

szak 

0 

korszak 




iholocén 



1 

c 

‘(U 

u 

késő- 

pieisztocén 



oa 

> 

■-> 

o 

n 

középső- 
piciszloeén 

'o 

N 

O 



JU 

Eh 

koru- 

plcisztocón 

C 

'E3 

"CD 

bű 

o 

G 

G 

gchi sr 


piacenzai 


(D 

2 

•zan clui 



1,8 M év 



idő 


idő¬ 

szak 


al 

idö- 

szak 


kor 

korszak 

he Iccén 


késő- 

piciszloccn 


középső- 

pleisztocén 

kora- 

\p!e:sztocén 

= 

gelasi 

L G 

11 

piacenzai 

zunciái 


időj 

idő¬ 

szak 

0 

korszak 

= 


Iholocén 

g 


‘O 

késő- 

piciszioccn 


i— 1 

Q 

ÍJ 

□n 

köz.ópsö- 

píeisztocéii 

O 

N 

Q 

L-i 

öt) 

El 

kora- 

pleisztocén 

C 

cd 


- 

'V 

CJ 

o 

geiasi 

T—é 


piacenzai 



11 

zanclai 


— 1,8 M év 
2,6 M év 


idő 

al¬ 

idő 

idő¬ 

szak 

kor | 

korszak 

& 

idő 

idő¬ 

szak 

kor 

korszak 




Iholocén 




Iholocén 1 


f—i 

(Lí 

£ 


C 

-(Lí 

késő¬ 

pleisztocén 




£ 

késő- 

pleisztocén 

g 


d 

S 

középső 

pleisztocén 


E 


6 

Sí 

Zj 

középsö- 

pleisztocén 

— / 

o 


30 

13 

Cl 

kora- 

ptds/iocén 


’o 

öt) 

E 

CL 

kor. a- 

phhf'ztvcén 

SÍ 

o 

c 


C 

D 

C 

-o 

o 

o 

gdasi 


N 

O 

O 

c 

gdasi 




piacenzai 


'5 


o 

o 

piacenzai 




E 

zanclai 




Eh 

zanclai 


idő 


idő¬ 

szak 


kor 


korszak 


ho Iccén 


fecstí- 

jsiejszrofŐD 


középsc- 

phisztocón 


kora- 

pbisxtoeún 


tctiki 

Ipiéi's 


1,8 M év 

2,6 M év 


1. ábra. Lehetséges variációk a negyedidőszak geokronológiai helyzetére (Pillans & Naish 2004, kiegészítve) 
Figure 2. Possibly variations of the geochronological status of Quaternary (supplement of Pillans & Naish 2004) 


ben kiadott és a terminusok eredeténél már említett A 
Geological Time Scale című műben (Harland et al. 1989) is 
megjelent. Az ICS elképzelése szerint a kvartért alidőként 
határoznák meg. Kezdetét ~2,6 M évhez, a gelasi korszak 
kezdetéhez kapcsolnák. Az ICS 2005-ben szavazásra bocsᬠ
totta ezt a változatot, melyet 12 igen, 5 nem és 1 tartózkodással 
megszavaztak. A tartózkodó Becker (a Devon Albizottság 
elnöke) kommentárja jól tükrözi az elképzeléshez kapcsolódó 
kételyeket: a kvartért időszakként kéne meghatározni, az alidő 
(sub éra) besorolás elviselhető, de nem igazán kívánatos. Ha a 
kvartért alidőként definiálják, akkor a tercierrel kapcsolatos 
gondolatokat is revideálni kellene (Gibbard 2006). Az 
elképzelést ellen szól továbbá, hogy így a kvarter és a 
pleisztocén kezdete nem esik egybe. A pleisztocén alsó határa 


maradna 1,8 M év, a negyedidőszak kezdete viszont 2,6 M évre 
tolódna. Előnye azonban, hogy a negyedidőszak, az ICS által 
támogatottan, hivatalos geokronológiai/kronosztratigráfiai 
egységként, 2,6 M év kezdettel jelenne meg (Clague 2005). 

8. A negyedidőszak mint geokronológiai egység meg¬ 
szüntetésének terve sem hagyható ki a lehetséges változatok 
közül (7. ábra, 8). Ebben az esetben, a kvarter (negyed¬ 
időszak), követve az „anakronisztikus” primer, szekunder, 
illetve tercier (!) kifejezéseket eltűnne a földtörténeti 
kortáblákról. A geokronológiai és kronosztratigráfiai hie¬ 
rarchiában a neogén foglalná el a helyét, mint időszak. A 
gondolat nem új keletű, a Nemzetközi Rétegtani Bizottság 
Neogén Albizottsága már közel öt éve megjelentette ezt a 
tervét saját honlapján (Gibbard 2004). 























































































































































Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


93 


9. „A magyar álláspont” (1. ábra, 9): a magyarországi 
kronosztratigráfiai felosztásról összegzésképpen elmond¬ 
ható, hogy hazánkban nagyjából a 4. közelítés az elfogadott, 
azzal a különbséggel, hogy a kora-, vagy legkorábbi-pleisz¬ 
tocén korszak kezdetét ~2,6 M év BP-től határozták meg, 
tehát nem létezik gelasiai egység. 

A magyarországi negyedidő szak-kutatás történetében 
nem új keletű a negyedidőszak „eltörlésének” kérdése. 
Gaál (1943) a földtörténeti időszak rövid időtartamára 
hivatkozva a kvarter átnevezésére (a kifejezés törlésére) és a 
neogén alá sorolására tett javaslatot. 

Az MTA Földtani bizottságába tartozó Magyar Réteg- 
tani Bizottság által meghatározott legalsó (legkorábbi) / 
kora pleisztocénnek hívott korszakot, lehatárolása alapján, a 
gelasi korszakkal lehetne párhuzamosítani (~2,6-l,8 M év). 
A magyarországi kutatások tehát, már a nemzetközi 
szemléletváltást megelőzően egy kitolt határú negyedidő¬ 
szakot és pleisztocént tartottak szükségesnek. 

A magyarországi nevezéktani és egyben hierarchiai 
problémákhoz tartozik hogy, a kvarter kifejezés szinoni¬ 
májaként gyakran használták a negyedkor, negyed-korszak, 
illetve a negyedidőszak terminusokat. A Magyar Rétegtani 
Bizottság (Császár 2002) döntése alapján, a kvarter kifeje¬ 
zésnek geokronológiai és kronosztratigráfiai-, a negyed¬ 
időszaknak pedig csak geokronológiai értelme van. A ma¬ 
gyar negyedidőszak kifejezés így szinte determinálja önma¬ 
ga hierarchikus besorolását, mint időszak, a földtörténeti 
kortáblán. Az ettől eltérő változatok (lásd: alidőszak—2. és 
6. álláspont, alidő — 8. álláspont) már a nevezéktani kér¬ 
désekben is érdekes eredményeket hozhatnak (pl. negyed- 
alidőszak kutatás...). 

A negyedidőszak/pleisztocén lehatárolásának és tago¬ 
lásának problémája nyitott kérdés maradt. A Magyarország 
geológiai képződményeinek rétegtana című könyv negyed¬ 
időszakkal foglalkozó fejezetének geokronológiai táblázata 
a pleisztocént felosztó részben szintén körülbelül a ~2,4 
millió évben jelöli meg az elválasztó vonalat, ám a leg¬ 
korábbi- (legalsó-) pleisztocént kora-pleisztocénként jelöli, 
ami ~2,6-0,7 M év közötti időtartamot öleli fel, összevonva 
a legkorábbi- és kora-pleisztocént (Jámbor 1998). 

Összegzés — 
a legújabb fejlemények 

A negyedidőszak és a pleisztocén terminusok közel 130 
éves összefonódása során egyértelműen a földtörténet utol¬ 
só, „hirtelen klímaváltozásokkal” (eljegesedésekkel és 
felmelegedésekkel) jellemezhető, a többi periódushoz ké¬ 
pest igen rövid időszakát (diluviumot, jégkorszakot) jelölik. 
A terminusok tudománytörténeti fejlődés alapján pont ez az 
„anakronizmus”, a Nemzetközi Rétegtani Bizottság által, a 
negyedidőszak kifejezés eltörlésekor emlegetett érv, vissza¬ 
fordítva ellenérvvé válhat a pleisztocén kor alsó határának 


2,6 M évre történő kitolásánál, illetve a kvarter időszak 
rangjának megőrzésében. Lehetséges ez azért is, mert az 
egyes kronosztratigráfiai egységek és határuk meghatᬠ
rozása során fontos szempont az egyes terminusok 
tudománytörténeti fejlődése, nemzetközileg elterjedt hasz¬ 
nálata is (Remane 1997, Remane et al. 1996). 

2006-ra az említett kilenc álláspont közül összesen ket¬ 
tő, a 4. és 8. változat maradt meg. Az ICS „alidő” változatát 
(8.) az INQUA, személyes-, illetve a nemzeti bizottságok 
részvételével lefolytatott szavazásán (66, illetve 81% nem) 
elutasította. Az INQUA tehát egyöntetűen a 4. változatot 
támogatná, s az ebben foglaltak megvalósítására törekszik 
az elkövetkező időszakban, ahogy erről nyűt levélben 
értesítette a Nemzetközi Rétegtani Bizottságot (Clague 
2006). Az ICS válaszlevelében összefoglalta a szervezetek 
álláspontjait és munkatervet javasolt a probléma kezelésére 
az elkövetkező 2-3 évre (Gradstein et al. 2007). 

Magyarországon, ellentétben a nemzetközi ajánlások¬ 
kal, a pleisztocén kezdetének már az 1970-es évek végétől 
2,6 M év körül határolták le. A Magyar Rétegtani Bizottság 
által jelenleg ajánlott rendszerben a pleisztocén kor alsó 
határa (legkorábbi-, vagy kora-pleisztocén) pedig, a nála 
egy hierarchiai szinttel magasabb kvarter időszak alsó 
határával esik egybe. A jelenleg érvényben lévő magyar 
geokronológiai tagolás tehát már a nemzetközi változások 
előtt az INQUA jelenleg „legideálisabbnak” tartott 4. 
verzióját tükrözte, azzal a különbséggel, hogy Magyaror¬ 
szágon a legkorábbi- vagy a kora-pleisztocén korszak kez¬ 
detét is ~2,6 M évre „tolták” ki. 

Kronosztratigráfiai szempontból érdekes kérdést vet fel 
a negyedidőszak, illetve a kvarter kifejezés használatának 
kérdése is. A negyedidőszak kifejezés önmagát definiálva 
jelenik meg a hierarchiában időszakként, így bármilyen 
esetleges változás ellentmondásokhoz vezethet (pl. a már 
említett negyed-alidőszak kifejezés). A kvarter kifejezés 
ezzel szemben geokronológiai és kronosztratigráfiai jelen¬ 
téstartammal is bír. Természetesen ezeknek a nevezéktani 
kérdéseknek eldöntése, vagy akár a határkérdések, illetve az 
egyes litosztratigráfiai kérdések újragondolása és a nem¬ 
zetközi szinten történő állásfoglalás nem az értekezés fela¬ 
data, szerepe inkább összegző, figyelemfelkeltő jellegű. 

A kérdés a negyedidőszak helyzetéről feltehetően még 
sokáig függőben marad, de a jelenleg kialakuló álláspontok 
alapján, a kvarter, vagy negyedidőszak kifejezést semmi 
esetre sem kell — nem szabad — kitörölnünk geokrono¬ 
lógiai szótárunkból. 

Köszönetnyilvánítás 

Köszönetét mondok Császár Gézának a MTA Réteg¬ 
tani Bizottságának elnökének (ELTE TTK, Regionális 
Földtani Tanszék), valamint Jámbor Áronnak és Kordos 
Lászlónak (MÁFI) a lektorálás során nyújtott segítségéért. 




94 


Bradák Balázs: Áttekintés a negyedidőszak és néhány kapcsolódó geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról 


Irodalom— References 

Archiac, A. d\ 1849: Histoire des progrcs de la Géologie de 1834 í 1845, II, 2cme part, Tertiaire. — Société Géologique de Francé, Paris, 
441-1100. - In: Aubry, M-R, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: 
status, ránk, definition, survival. Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. 

Aurby, M-R, Berggren, W. A., Van Couvering, J. A. & Steininger, F. 1999: Problems in chronostratigraphy: stages, series, unit and 
boundary stratotype, global stratotype section and point and tarnished golden spikes. — Earth-Science Reviews 46, 99-148. 

Aubry, M-R, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: status, ránk, definition, 
survival. — Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. 

Bassett, M. G. 1985: Towards a „common language” in stratigraphy. — Episodes 8, 87-92. 

Beudant, F. S. 1822: Voyage minéralogique etgéologique en Hongriependant l’année (1818). — Chez Verdiére Libraire Quai Des Augustines 
No. 25, Paris, 659 p. 

Buckland, W. 1924; Reliquiae Diluvianae: or Observations on the Organic Remains Contained in Caves, Fissures, and Diluvial Gravel, 
and on other Geological Phenomena, Attesting the Action of an Universal Deluge. — London, Murray 303 p, 

Clague, J. 2005: Status of the Quaternary. — Your opinion sought. — Quaternary Perspectives 15/2, 116-117. 

Clague, J. 2006: Open letter by INQUA Executive Commitee. — Quaternary Perspectives 16/1, 158-159. 

Cita, M. 2007: Quaternary issue. — Kézirat, levél. 

Cooke, H. B. S., Hall, J. M., Rónai A. 1979: Paleomagnetic sedimentary and climatic records from boreholes at Dévaványa and Vésztő. 
—Acta Geologica Hungarica 22, 89-109. 

Császár G. 2002: A Magyar Rétegtani Bizottság által jóváhagyott geokronológiai és kronosztratigráfiai terminusok. — Földtani Közlöny 
132/3-4, 481-483. 

Desnoyers, J. 1829. Observations sur un ensemble de dépöts marins plus récents que les terrains tertiaires du bassin de la Seine, et 
constituant une formation géologique distincte: précédees d’unapercu de la nonsimultanéité des bassins tertiaires. — Annales 
scientifiques naturelles 16, 171-214, 402-419. - In: Aubry, M-P, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & 
Hilgen, F. 2005: Quaternary: status, ránk, definition, survival. Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. 

De Stefani, C. 1876: Sedimenti sottomarini dell’epoca postpliocenica in Italia. — Bolletin Régió Comitato Geologico Italia 7, 272-289. In: 
Pillans, B. 2004a: Proposalto redefine the Quaternary. - Episodes 27/2, p. 127. 

Ding, Z., Rutter, N. W. & Liu, T. 1997: The onset of extensive loess deposition around the G/M boundary in China and its paleoclimatic 
implications. — Quaternary International 40, 53-60. 

Doderlein, P. 1872: Note illustrative della Carta geologica dél modernese e dél Reggiano, Memória Terza, Modena 74 p. — In: Pillans, B. 
2004a: Proposal to redefine the Quaternary. — Episodes 27/2, p 127. 

Forbes, E. 1846: On the connection between the distribution of existing fauna and flóra of the Brithis isles, and the geological changes 
which have affectedtheir area, especially during the epoch of the Northern Drift. — GreatBritain Geological Survey Memoir 1, 336-342. 

Francé, R. 1925: A Föld élete. — Pantheon Irodalmi Intézet R.-T., Budapest, 304 p. 

Franyó F. 1977: Exploratory drilling on the Great Hungárián Piain by the Hungárián Geological Institute from 1968 to 1975. — Földrajzi 
Közlemények 25 (101)/l-3, 60-71. 

Fülöp J., Császár G., Haas J., J. Edelényi E. 1975: A rétegtani osztályozás, nevezéktan és gyakorlati alkalmazásuk irányelvei. — Magyar 
Rétegtani Bizottság, MÁFI, Budapest 32 p. 

Gaál I. 1923:/! Eöld története, történelmi geológia. — Danubia Kiadása, Pécs, Budapest, 182 p. 

Gaál, I. 1943: Abánhidai Szelim-barlang „hiénás réteg”-e. — Földtani Közlöny 73, 430-448. 

Gibbard, P. 2004: Comment on Brad Pillan’s proposal fór redefining the Quaternary. — Quaternary Perspectives 14/1, 125-126. 

Gibbard, P. 2006: International comission on Stratigraphy Workshop. — Quaternary Perspectives 147, 117-119. 

Gibbard, P. & van Kolfschoten, T. 2005: The Pleistocene and Holocene Epochs. - In: Gradstein, F, M., Ogg, J, G. & Smith, A. G. 
(eds.) 2005: A Geologic Time Scale 2004. Cambridge University Press, 441-452 

Gignoux, M. 1910: Sur la classification du Pliocéne et du Quaternaire dans l’Italie du Sud. Comptes Rendus de l’academie des Sciences 150, 
841-844. — In: Pillans, B. 2004a: Proposal to redefine the Quaternary. Episodes 27/2, p. 127. 

Gignoux, M. 1913: Les formations marines du pliocénes et quaternaires de l’Italie du Sud et de la Sicilie. —Annales UniversitéLyon, n.s. 36, 
693 p. - In: Pillans, B. 2004a: Proposal to redefine the Quaternary. Episodes 27/2, p. 127. 

Gradstein, F. M., Ogg, J. G., Smith, A. G., Bleeker, W., & Lourens, L. J., 2004: A new Geological Time Scale, with special reference to 
Precambrian and Neogene. — Episodes 27, 83-100. 

Gradstein, F. M., Ogg, J, G. & Smith, A. G. (eds.) 2005: A Geologic Time Scale 2004. — Cambridge University Press, 589 p. 

Gradstein, F. M., Finney, S. & Ogg, J. 2007: Current IUGS-IGC decisions on Quaternary and on pleistocene. — Quaternary Perspectives 
16/2, 129-131. 

Harland, W. B., Armstrong, R. L., Cox, A. V., Craig, L. E., Smith, A. G. & Smith, D. G. 1989: The Quaternary Sub-era (Pleistocene 
Period). — In: The geologic time scale 1989. Cambridge University Press, Cambridge, New York, Port Chester, Melbourne, Sydney, 
67-72. 

Hörnes, M. 1853: Mittheilung an Professor BRONN gerichtet, Wien. — Neues Jahrbuch fúr Mineralogie, Geologie, Geognosie und 
Petrefaktenkunde, 806-810. — In: Aubry, M-P, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: 
Quaternary: status, ránk, definition, survival. Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. 

Hörnes, M. 1864. Die fossilen Mollusken des Tertiaerbeckens von Wien .—Jahrbuch dér geologischen Reichssansta.lt 14, pp. 509-514 - In: 
Aubry, M-P, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: status, ránk, 
definition, survival. Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. 

JámborÁ. 1998: A magyarországi kvarter (negyedidőszaki) képződmények rétegtanának áttekintése. — In: Bérczi I. & JámborÁ. (szerk.): 
Magyarország geológiai képződményeinek rétegtana. MÓL és Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest, 495-517. 

King, W.B. R. & Oakley, K. P. 1949: Definiton of the Pliocene-Pleistocene boundary. — Natúré 163, 186-187. 

Kretzoi M. 1953: A negyedkor taglalása gerinces fauna alapján. — Alföldi Kongresszus, Magyar Tudományos Akadémia Műszaki Tudomᬠ
nyos Osztály Közleményei 8, 89-97. 

Kretzoi M. 1956: A Villányi-hegység alsó-pleisztocén gerinces-faunái. — Geologica Hungarica series Palaeontologica 27, 264 p. 



Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


95 


Kretzoi M. 1969: A magyarországi quarter és pliocénszárazföldi biosztratigráfiájának vázlata. — Földrajzi Közlemények 17 (93), 179-198. 

Kretzoi M. 1983: Kontinenstörténet és biosztratigráfia a felső harmadkor és a negyedidőszak folyamán a Kárpát-medencében és 
korrelációi .—Földrajzi Közlemények 31 (107), 230-240. 

Kretzoi, M. 1985: Sketch of the biochronology of the Laté Cenozoic in Central Europe. — In: Pécsi, M. (ed.): Problems of the Neogene 
and Quaternary in the Carpathian Basin. Studies in Geography in Hungary 19. Akadémiai Kiadó, Budapest, 3-20. 

Kretzoi M. & Krolopp E. 1972: Az Alföld harmadkor végi és negyedkori rétegtana az őslénytani adatok alapján. — Földrajzi Értesítő 
21/2-3, 133-158. 

Kretzoi M. & Pécsi M. 1979: Pliocene and Pleistocene development and chronology of Pannonian Basin. —Acta Geologica Hungarica 22, 
3-33. 

Kretzoi M. & Pécsi M. 1982:A Pannóniai-medence pliocén és pleisztocén időszakának tagolása. — Földrajzi Közlemények 30 (106), 
300-326. 

Krolopp E. 1970: Őslénytani adatok a nagyalföldi pleisztocén és felső pliocén rétegek sztratigráfiájához. — Őslénytani viták 41, 5-43. 

Krolopp, E. 1982: Biostratigraphie Classification of Pleistocene Formations in Hungary on the Basis of their Mollusc Fauna. — In: Pécsi 
M. (ed.): Quaternary studies in Hungary. Geographical Research Institute of the Hungárián Academy of Sciences, Budapest, 107-111. 

Krolopp E. & Kordos L. 1988: A Magyar Rétegtani Bizottság Quarter Albizottságának állásfoglalása a pleisztocén magyarországi 
kronosztratigráfiai tagolását illetően. — Kézirat 2p. 

Lóczy L. (szerk) 1910: Magyarország negyedkori klímaváltozásairól. —A Magyar Királyi Földtani Intézet Népszerű kiadványai 2/3, 51 -79. 

Lyell, C. 1833: Principles of Geology .3. kötet. — John Murray, London, 365 p. 

Miháltzné Faragó M. 1982: Tiszántúli alapfúrások palynológiai vizsgálata. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1980-ról, 
103-120. 

Morlot, A. 1854: Über die quaternaren Gebilde des Rhonegebiets. — Verhandlungen, Schweizerische GesellschaftNaturwissenschaften 39, 
161-164. - In: Aubry, M-P, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: 
status, ránk, definition, survival. Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. 

Morlot, A. 1856. Sur le terrain quaternaire du Lac Léman. Bulletin de la Société vaudoise de Science Naturelle 6,101 -108. — In: Aubry, M- 
P, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: status, ránk, definition, 
survival. Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. 

Nádor A., Müller P, Lantos M., Thamóné Bozsó E., Kercsmár Zs., Tóthné Makk Á., Sümegi P, Farkasné Bulla J. & Nagy Tné. 
2000: A klímaváltozások és az üledékesedési ciklusok kapcsolata a Körös-medence negyedidőszaki folyóvízi rétegsoraiban. —Földtani 
Közlöny 130/4, 623-645. 

NádorA., Lantos M., Tóth-MakkÁ. & Thamó-Bozsó E. 2003: Milankovitch.scale multi-proxi records from fluvial sediments of the last 
2.6 Ma, Pannonian Basin, Hungary. — Quaternry Science Reviews 22, 2157-2175. 

Ogg, J. 2004: Introduction to concepts and proposed standardization of term “Quaternary”. —Episodes 27/2, 125-126. 

Partridge, T. C. (eds) 1997: The Plio-pleistocene Boundary. — Quaternary International 40, 100 p. 

Partridge, T. C., Wood, B. A. & deMenocal, PB. 1995: The influence of global climate change and régiónál uplift on large-mammalian 
evolution in eatern and Southern Africa. — In: Vrba, E.S. Denton, G.H. Partridge, T.C. & Burckle, L. H. (eds): Paleoclimate and 
evolution with an empasis on humán origin. Yale Univerity Press, New Haven, 331-355. 

Pávay E. 1871: Negyed-korszak vagy az ember uralmi korszaka. —A Magyar Királyi Földtani Intézet Évkönyve, 435-436. 

Pettko J. 1856: Jelentés Magyarországnak March folyóval határos részéről, mellyet a Magyarhoni Földtani Társulat megbízásából 1852 
ősszel földtani vizsgálat alá vett. —A Magyarhoni Földtani Társulat Munkálatai 1, 53-72. 

Pécsi M. 1985: Chronostratigraphy of Hungárián loesses and the underlaying subaerial formation — In: Pécsi M. (ed.): Loess and the 
Quaternary Chinese and Hungárián case studies. Akadémiai Kiadó, Bp. 33-49. 

Pécsi M. 1986: A valódi vörösagyag geomorfológiai helyzete és földtani kora a Kárpát.-medencében. —Földrajzi Értesítő 35/3-4, 353-362. 

Pécsi M., Márton, P, Schweitzer, F., Hahn, Gy. 1985: The absolute chronology of the plio-pleistocene alluvial sequence overlaying the 
pediment of the Mátra Mountains. — In: Kretzoi M. & Pécsi, M. (eds): Problems of the Neogene and Quaternary. Akadémiai Kiadó, 
Budapest, 109-114. 

Pillans, B. 2004a: Proposal to redefine the Quaternary. -Episodes 27/2, p 127. 

Pillans, B. 2004b: Proposal to redefine the Quaternary. — Quaternary Perspectives 14/1, p 125. 

Pillans, B. & Naish, T. 2004: Defining the Quaternary. — Quaternary Science reviews 23, 2271-2282. 

Ráncé, H. 2003: The present is the key to the pást. — Elektronikus dokumentum, http://www.geowords.com/geohisthr.htm. 

Rappaport, R 1997: When geologist were historians 1665-1770. — Cornell University Press, Ithacva and London, 308 p. 

Reboul, H. 1833. Géologie de lapériode Quaternaire, Paris, 222 p. — In: Aubry, M-P, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, 
B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: status, ránk, definition, survival. Elektronikus dokumentum, 
http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. 

Remane, J. 1997: Foreword: chronostratigarphic standards: how are they defined and when should they be changed. — Quaternary 
International 40, 3-4. 

Remane, J., Basset, M. G., Cowie, J.W., Gohrbandt, K. H., Lane, H. R., Michelsen, O., Naiwen, W. 1996: Revised Guidelines fór the 
estabilishment of global chronostratigraphic standards by the International Comission on Stratigraphy (ICS). —Episodes 19/3, 77-81. 

Rio, D, Sprovieri, R., Castradori, D. & Dl Stefano, E. 1998: The Gelasian Stage (Upper Pliocene): A new unit of the global standard 
chronostratigraphic scale. — Episodes 21/2, 82-87. 

Rónai A. 1972: Negyedkori üledékképződés és éghajlattörténet az Alföld medencéjében. —A Magyar Állami Földtani Intézet Évkönyve 56/1, 
421 p. 

Rónai A. 1983: Az üledékképződés szakaszossága az Alföld negyedidőszaki rétegeiben. — Földrajzi Értesítő 32, 451-459. 

Rónai A. 1984a: A plio-pleisztocén határ a nemzetközi és hazai irodalomban. — A Magyar Állami Földtani Intézet Évi Jelentése 1982-ről, 
167-172. 

Rónai A. 1984b: The development of quaternary geology in Hungary. — Acta Geologica Hungarica 27, 75-90. 

Rónai A. 1985a: Az Alföld negyedidőszaki földtana. — Geologica Hungarica series Geologica 21, 446 p. 

Rónai A. 1985b: The quaternary of the Great Hungárián Piain. — In: Pécsi M. (szerk.): Loess and the Quaternary. Akadémiai Kiadó, 
Budapest, 51-63. 



96 


Bradák Balázs: Áttekintés a negyedidőszak és néhány kapcsolódó geokronológiai kifejezés eredetéről-sorsáról 


Rudwick, M. J. S. 2005: Bursting the limits of time. — The University of Chicago Press, Chicago, 708 p. 

Sajóhelyi F. 1904: A jég-korszak. — In: Geológia, II. A Föld története, Sztratigrafia és palaeontológia. Stampfel-féle Tudományos Zseb¬ 
könyvtár 155, Pozsony—Budapest, 155-160. 

Schimper, K.F. 1837: Die Eiszeit. Elektronikus dokumentum, http://www.biologie.de/biowiki/Karl _Friedrich _ Schimper. 

Semaw, S. et al. 1997: 2,5-million-year-old stone tools from Gona, Ethiopia .—Natúré 385, 333-336. 

Serres, M. de 1830: De la simultaneité des terrains de sédiments supérieurs. — La GéographiePhysique de l’EncyclopédieMéthodique 5, 125 
p. In: Aubry, M-P, Berggren, W. A., Van Couvering, J., McGowran, B., Pillans, B. & Hilgen, F. 2005: Quaternary: status, ránk, 
definition, survival. Elektronikus dokumentum, http://www.stratigraphy.org/aubry.pdf, 5 p. 

Shackleton, N. J. 1997: The deep-sea sediment record and the Pliocene-Pleistocene boundary. — Quaternary International 40, pp. 33-35. 

Staub M. 1887: Roth Samu „A Maga Tátra északi oldalának hajdani jégárai” című dolgozatáról. — Természettudományi Közlöny 19, p. 224. 

Steininger, F. F. 2002: Das Kanozoische Árathem. — Versuch einer Revision dér chronostratigraphischen Gliederung. — Cour. Forsch.- 
Inst. Senckenberg 237 , 39-45. 

Sümeghy J. 1955: A magyarországi pliocén és pleisztocén. — Kézirat, Doktori disszertáció, 108 p. 

Sümegi P. 2001: ^ negyedidőszak földtani és őskörnyezettani alapjai. — JATE Press, Szeged, 263 p. 

Szabó J. 1857: A budai meleg források földtani viszonyai. —A Magyar Természettudományos Társulat Évkönyvei 3, 1-11. 

Szabó J. 1860: A budai melegforrások folytatása Pesten. —A Királyi Magyar Természettudományos Társulat Közlönye 1, 182-183. 

Szabó J. 1861: Ajnácskő geológiai viszonyai. —A Királyi Magyar Természettudományos Társulat Közlönye 2, 84-94. 

Szabó J. 1872: Egy moréna képződmény a Mátrában. — Földtani Közlöny 2, 233-241 

Szabó J. 1888: Ajégkorszak hatása Magyarországon. — Földtani Közlöny 18, 367-372. 

Szabó J. 1893: Az újkori vagy kenozoi csoport érája. — In: Előadások a geológia köréből. Természettudományi Könyvkiadó-Vállalat, Királyi 
Magyar Természettudományi Társulat,Budapest, 229-263. 

Székány B. 1908: A jégkorszak. (A jégkorszakról általában, különös tekintettel Magyarország területén kimutatott jégkorszaki jelenségekre.). 
— Hornyánszky Viktor Cs. és Kir. Udvari Könyvnyomdája, Budapest, 3-10. 

Török J. 1875: Ajégkorszak nyomai Magyarországon, s különösen Debreczen vidékén. — Természettudományi Közlöny 7, 462-467. 

Urbancsek J. 1963: Pliocén és pleisztocén üledékek földtani szintézisének újabb lehetőségei a vízföldtani kutatásban. — Hidrológiai 
Közlöny 43/5, 392-400. 

Vadász E. 1957: Földtörténet és Földfejlődés. — Akadémiai Kiadó, Budapest, 847 p. 

Vai, G. B. 1997: Twisting or stable Quaternary boundary? A perspective on the glacial laté pliocene concept. — Quaternary International 40, 
11 - 22 . 

Vendl A. 1952: Geológia II. -Tankönyvkiadó, Budapest, 559 p. 

Vogt, K. 1869 (E.G.): Az újabb vizsgálatok eredményei, az őstörténelem körében. — Természettudományi Közlöny 1, 364-369. 

Vogt, K. 1870 (M.B.): Vogt előadásai Pesten, az ember őstörténelméről. — Természettudományi Közlöny 2, 29, 70-79, 163-173. 

Zhiseng, A. 1985: A study on the lower boundary of Quaternary in North China stratigraphic significance of the Matuyama/Gauss 
boundary. — In: Pécsi M. (ed): Loess and the Quaternary. Akadémiai Kiadó, Budapest, 9-19. 

Kézirat beérkezett: 2007.04.03. 


Végjegyzet 

A kézirat leadása után újabb fejlemények történtek a negyedidőszak legfiatalabb egységének, a holocénnek a kérdésében is. Az ICS 2007 
javaslatként vázolt geológiai kortábláján új geokronológiai egység jelent meg, az antropocén (anthropocene), alsó határa: 1800AD! 




138/1, 97-106., Budapest, 2008 


Környezeti mágnesség — mágneses részecskék szerepe az 
antropogén porszennyezés detektálásában 


Márton Ernő 1 , Márton Péter 2 , Zajzon Norbert 3 

1 Magyar Állami Eötvös Loránd Geofizikai Intézet, Paleomágneses Laboratórium, H-1145 Budapest, Columbus u. 17-23., e-mail: paleo@elgi.hu 
2 Eötvös Loránd Tudományegyetem, Geofizikai Tanszék, H-1117 Budapest, Pázmány Péter sétány 1/C., e-mail: martonp@ludens.elte.hu 
3 Miskolci Egyetem, Ásvány- és Kőzettani Intézeti Tanszék, H-3515 Miskolc, Egyetemváros, e-mail: nzajzon@uni-miskolc.hu 


Environmental magnetism — the role ofmagnetic particles in tracing environmental pollution by 

anthropogenic dúst 


Abstract 


Environmental magnetism, a relatively new field of Science, involves the application of standard rockmagnetic 
techniques to solve problems arising in palaeoclimatic and provenance studies in various sediments, in studies of 
pedogenesis in soils and in the detection of environmental pollution. In this paper the authors are concerned only with the 
latter. Anthropogenic pollution sources, such as coal burning plants, steelworks, cement factories and vehicular traffic, 
all produce magnetic particles which after travelling somé distance in air may be deposited on vegetation and buildings 
or fali directly onto the topsoil. With modern equipment it is possible to get useful magnetic signals from the 
environmental matériái even if the magnetic component is just a minute fraction of the sample. Magnetism can thus be 
used as a tracer of environmental conditions. Fór example soil pollution by heavy metals can be detected by susceptibility 
measurements given the correlation established of high magnetic susceptibility with elevated concentrations of Cu, Pb 
etc. (Strzyszcz 1993, Strzyszcz et al. 1996, Hay et al. 1997, Hanesch & Scholger 2002, Márton & Márton 2006). 
After reviewing the basics of magnetic susceptibility, we proceed to present results of the application of this technique as 
outlined below. 

The susceptibility of samples from tree trunks were measured ( Figure 7) to detect pollution against distance from a 
road with heavy traffic along a perpendicular bystreet and found that the pollution could be traced to a distance of about 
90 m from the main traffic ( Table 7). Angular and spherular particles using SEM of Fe-oxide and sulphide as well as of 
the metallic Fe composition, these were the sources of the susceptibility signal, were alsó \dent\f\ed(Figure 2). 

The North-Hungarian Inspectorate fór Environmental Protection runs monitoring stations in the township of Miskolc 
and its environs ( Figure 3) and these collect monthly samples of settled dúst. Both water soluble and water insoluble 
components of the samples are weighed. Their samples of water insoluble dúst collected between February, 2005 and 
April, 2006 were studied by susceptibility measurement. When all the data were pút together, it turnd out that the mass- 
specific susceptibility tends to decrease with increasing sample mass. This suggests that the magnetic pollution can be 
high even if the quantity of dúst remains low {Figure 4). The highest magnetic signals were obtained fór the station of 
DAM Rt. (an electrosteel works). This was the main source of industrial pollution, the effect of which (along with 
neighbouring ironworks) can at times be detected even as far away as Szent Ferenc Kórház (an hospital and TB- 
sanatorium). However, it is reassuring that housing (e.g. Martintelep) and recreation areas (e. g. Tapolca) are relatively 
clean of magnetic pollution (c. f. Figures 3 and 5). 

Finally, we studied settled dúst samples from Cluj County (Románia) which had collected under the same conditions 
as the ones in Miskolc. By courtesy of Farkas & Weiszburg (2006) we received samples from nine stations fór various 
months between March and June, 2003. They had already separated these intő seven grainsize fractions from >400 pm to 
< 1 pm; the second smallest of these fractions (3 2 pm - 1 pm) contributes most to the mass of the samples ( Figure 7) . Even 
after sampling fór mineralogy, all samples were of sufficient mass to measure the magnetic susceptibility, bút meaningful 
values of mass specific susceptibility were calculated only fór samples/month/fractions as shown in Table II. It is 
remarkable, that irrespective of the source of pollution (shown in op. cit. above) it is the (32 pm - 1 pm) grainsize fraction 
which exhibits significant mass specific susceptibility in almost all samples and alsó this is the grainsize rangé in which 
the occurrence of the Fe-oxide spherules may be expected. 

Pilot samples were subjected to Curie temperature runs both from Miskolc and Cluj County to identify the source of 
magnetic signals and this turnéd out to be magnetite {Figure 8). The concentration of magnetite goes up to 13% of the 
mass in the Miskolc samples and bút only to 3% in the Cluj county samples. 


Keywords: magnetic particles, anthropogenic dúst, environmental pollution 






98 


Márton Ernő et al.: Környezeti mágnesség — mágneses részecskék szerepe az antropogén porszennyezés detektálásában 


Összefoglalás 

A viszonylag új diszciplínának számító környezeti mágnesség magában foglalja azokat az egyébként a kőzetmágnesség 
körébe tartozó módszereket, amelyek alkalmasak pl. paleoklimatológiai problémák megoldására, a paleokörnyezet 
rekonstruálására vagy a jelen környezet antropogén szennyezettségének vizsgálatára. Ebben a munkában csak az 
utóbbiakkal foglalkozunk. 

Az antropogén szennyező források (széntüzelésű erőművek, vas- és cementgyártás, gépjárműforgalom) apró 
mágneses részecskéket juttatnak a levegőbe, amelyek bizonyos távolságon túl leülepednek a növényzeten, épületeken vagy 
közvetlenül a talaj felszínén. Modern mérőeszközökkel ezen részecskéktől származó mágneses jel még rendkívül kis 
koncentrációk mellett is kimérhető. Ilymódon a mágnesség a környezeti állapot nyomjelzőjeként hasznosítható. Például a 
talaj nehézfém szennyezése mágneses szuszceptibilitás méréssel nyomozható, ui. az a tapasztalat, hogy a talajban mérhető 
nagyobb szuszceptibilitás értékekhez általában megnövekedett nehézfém-koncentrációk tartoznak (Strzyszcz 1993, 
Strzyszcz et al. 1996, Hay et al. 1997, Hanesch & Scholger 2002, Márton & Márton 2006). A szuszceptibilitás fizikai 
alapjait a Bevezetésben tekintjük át, majd a továbbiakban e módszer alkalmazásával kapott eredményeket tárgyaljuk a 
porszennyezéssel kapcsolatban. 

A nagy forgalmú M1-M7 autópálya Budaörsi úti kivezető szakaszának egy mellékutcájában (XI. Homonna utca) 
fakéreg minták szuszceptibilitását határoztuk meg a főúttól mért távolság függvényében. A fatörzseken kiülepedett 
mágneses szennyezés mintegy 90 m távolságig volt nyomonkövethető (/. táblázat). A SEM felvételek (2. ábra ) szerint a 
szennyező mágneses részecskék apró vas-, vas-oxid- és vas-szulfid-szferulák, valamint szögletes vas-oxid-törmelékek. 

Vizsgáltuk továbbá az Észak-magyarországi Környezetvédelmi Felügyelőség által Miskolcon és környékén 
működtetett megfigyelő állomásokon ( 3. ábra) havi rendszerességgel begyűjtött, leülepedett porminták szuszceptibilitását 
a 2005. februártól 2006. áprilisig terjedő időszakra. Minden adatot felhasználva és csak a por vízben oldhatatlan frakcióját 
tekintve, úgy tűnik, mintha a mintatömeg növekedésével a tömegspecifikus szuszceptibilitás csökkenne (4. ábra). Ez 
annak a jele, hogy a mágneses szennyezés kistömegű ülepedett por esetében is lehet jelentős. Itt a helyi fő szennyező forrás 
a DAM Rt. vasgyárai, amelyek hatása időnként nagyobb távolságokon (pl. Szent Ferenc Kórház és Csanyik 
Tüdőszanatórium) is komolyan terheli a környezetet. Megnyugtató viszont, hogy lakótelepeken (pl. Martintelep) és 
üdülőkörzetekben (pl. Tapolca) a mágneses szennyezés általában kicsiny (vö. 3. és 5. ábrák). 

A miskolciakhoz hasonló méréseket végeztünk kilenc Kolozs megyei leülepedett pormintán, amelyek részét képezik 
annak a kollekciónak, amelynek ásványtani vizsgálati eredményeit a közelmúltban tették közzé (Farkas & Weiszburg 
2006). E szerzők a mintákat hét szemnagysági osztályba sorolták >400 pm és <1 pm között és meghatározták az egyes 
szemcsefrakciók tömegeit is. Az említett kilenc mintára vonatkozó tömegadatok eloszlásában a 32-1 pm frakció általában 
nagy, vagy kiugróan nagy értékkel van képviselve (Z ábra). Nagyon valószínű, hogy ezekben a mintákban annak a 
frakciónak a tömege sem elhanyagolható, amely a tüdőbe bejut (<10 pm). Noha a szuszceptibilitásmérések az ásványtani 
meghatározásokhoz felhasznált anyag tömegével csökkentett tömegeken történtek, minden mintára, ill. frakcióra 
eredményesek voltak. A kiszámított tömegspecifikus szuszceptibilitások (II. táblázat) azonban egyedül a 32-1 pm 
frakcióban szignifikánsak majdnem minden mintára. Ez a mérettartomány az, amelyben a szferulák a mágneses 
tulajdonságok hordozói (vö. 2 ábra). 

Végül néhány kiválasztott miskolci és Kolozs megyei pormintán Curie-hőmérséklet-méréseket hajtottunk végre a 
mágneses jel forrását képező részecskék meghatározása céljából (8. ábra), amelyek magnetitnek mutatkoztak. A magnetit 
koncentrációja a miskolci mintákban eléri a 13 tömegszázalékot szemben a kolozsiakkal, ahol csak 3%-ig megy fel. Az 
utóbbi adatok jelentős környezetterhelési különbségre utalnak. 

Tárgyszavak: mágneses részecskék, antropogén por, környezetszennyezés 


Bevezetés 

Ipari forrásokból (acél és cementgyárak, széntüzelésű 
erőművek stb.) és járművekből többek között vastartalmú 
környezetszennyező anyagok is a levegőbe kerülnek, ame¬ 
lyek belélegezve, csupán kis szemcseméretüknél fogva 
egészségkárosítóak lehetnek. Utóbbi hatást növeli, hogy e 
részecskékhez mérgező nehézfémek (pl. Pb, Zn, Cu, Cr, Ni, 
Mo) társulhatnak, amelyek velük és más anyagokkal együtt 
szállítódnak, majd leülepednek. 

Általában az anyagok, és így a környezetet szennyező 
szálló, ill. leülepedett por is, egyéb jellemzőik mellett, 
kivétel nélkül rendelkeznek mágneses tulajdonságokkal, 
amelyek alapján dia-, para-, illetve ferromágneses (bele¬ 
értve a ferri-, és antiferromágnességet is) csoportokba 
sorolhatók be. A természetes ásványok közül pl. a kvarc és 
a kalcit diamágneses, az amfibolok és piroxének para- 
mágnesesek. A dia-, és paramágnesekkel szemben a 
ferromágneses csoport ásványai önálló mágneses 


momentummal rendelkeznek. Ilyenek az antiferromág- 
neses hematit és goethit, a ferrimágneses magnetit, 
maghemit, pirrhotin és greigit. Valódi ferromágneses 
komponensek a vas, kobalt és nikkel. Szobahőmér¬ 
sékleten a diamágnesek mágneses szuszceptibilitása ki¬ 
csiny és negatív, a paramágneseké kicsiny és pozitív, míg 
a ferromágneseknek viszonylag nagy pozitív szuszcep- 
tibilitásuk van. Nagyságrendeket tekintve, m 3 kg _1 egy¬ 
ségekben, a diamágneses ásványok 10~ 9 , a paramágneses 
és antiferromágneses ásványok 1CE 6 , a ferrimágneses ás¬ 
ványok 10 -3 , végül a vas 10 1 rendű szuszceptibilitással 
jellemezhető. 

A szálló, ill. leülepedő porban a diamágneses és 
paramágneses összetevők dominálnak, amelyek ásványtani 
módszerekkel jól azonosíthatók, míg a ferri-, és ferro¬ 
mágneses ásványok kis koncentrációjuk miatt gyakran 
észrevétlenek maradnak. Mágneses módszerekkel azonban 
még a nyomokban előforduló mágneses részecskék jelen¬ 
léte is biztonságosan és gyorsan kimutatható, ui. a modern 



Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


99 


szuszceptibilitásmérők érzékenysége egészen kis mágneses 
anyagtartalom kimutatását is lehetővé teszi. Ennek 
köszönhető a viszonylag új, környezeti mágnesség nevet 
viselő diszciplína gyors térhódítása, amely a szuszcep- 
tibilitás paraméterek mérésével együtt a paleo-, ill. 
kőzetmágnességben használt módszereket alkalmazza a 
mágneses részecskék pontosabb meghatározására (pl. 
Curie-hőmérséklet-mérés). 

A m 3 kg -1 egységekben kifejezett tömegszuszceptibi- 
litásból becsülhető a mágneses frakció szemnagysága és 
koncentrációja. Mivel a szuszceptibilitás és a korábban 
említett nehézfémek koncentrációja között általában 
korreláció figyelhető meg, szuszceptibilitás „térképezéssel” 
olyan pontokat jelölhetünk ki, ahol a költségigényesebb 
kémiai elemzést is érdemes elvégezni. 

A levegőben szálló por a talajon, fákon, épületeken 
rakódik le, vagy vízbe hullik. Talajra vagy vízbe hullva 
egyéb ásványokkal keveredik, amelyek között lehetnek 
nagy szuszceptibilitásúak is (pl. magnetit, maghemit). 
Ezekben a közegekben a legnagyobb probléma a termé¬ 
szetes és az antropogén forrásból eredő szuszceptibilitás 
megkülönböztetése. Ilyen probléma általában nincs, ha 
faleveleken, fakérgen lerakodott port vizsgálunk. Utóbbi 
vizsgálatokban az okozza a nehézséget, hogy a szennyezést 
és a hordozó közeget nem tudjuk fizikailag szétválasztani, 
így a meghatározott tömegszuszceptibilitásokat erősen 
befolyásolja a hordozó anyag tömege, mely sokkal nagyobb 
a szennyezés tömegénél. Ezért leveleken és fakérgen 
végzett vizsgálatok csak kis területen belüli össze¬ 
hasonlításra alkalmasak, szigorúan szabályozott körül¬ 
mények között (pl. ugyanazon a napon gyűjtött anyag, 
ugyanaz a fafajta, ugyanolyan gyűjtési magasság stb.). 

Ebben a tanulmányban egy, a 
„klasszikus” vonalhoz tartozó faké- 
regvizsgálat mellett a vizsgálat tár¬ 
gyát illetően újdonságnak számító 
méréssorozatról is beszámolunk. 

Utóbbiakat az Észak-magyarországi 
Környezetvédelmi Felügyelőség ál¬ 
tal működtetett gyűjtőhálózat min¬ 
táin, ill. Kolozs megye Környezet- 
védelmi Hivatalának hálózati pont¬ 
jairól származó mintákon végeztük. 

Az említett szervezetek a leülepe¬ 
dett por vízoldhatatlan tömegét mé¬ 
rik, annak ásványos-kémiai össze¬ 
tételével és mágneses tulajdonsᬠ
gaival nem foglalkoznak. E minták 
nagy előnye az, hogy a mért szusz- 
ceptibilitásuk ismert tömegre vonat¬ 
koztatható. A leülepedett porok 
tömegszuszceptibilitása olyan para¬ 
méter, amely csak a mágneses 
szennyezéstől függ, ezért a 
szennyezés monitorozására és a kü¬ 
lönböző területek közötti össze¬ 
hasonlításra is kiválóan alkalmas. 


Fakérgeken végzett vizsgálatok 

A Budapest XI. Homonna utcában, a nagy forgalmú 
Budaörsi úttól kiindulva 10 darab, egyidős japán akác 
kérgéből mintegy 2 m magasságból, 2006. februárban 
gyűjtöttük mintákat (7. ábra). Bár törekedtünk arra, hogy a 



1. ábra. Térképvázlat a Budapest XI. Homonna utcában mintázott, arab 
számokkal megjelölt fák elhelyezkedéséről (vö. 1 táblázat) 

Figure 1. Scetch map of Budapest, XI. Homonna utca and vicinity. The positions of 
the trees sampled far susceptibility measurement are indicated by numbered dots 
(c.f. Tablel) 

kéregdarabok egyforma nagyok legyenek, tömegük (a 
szennyezéssel együtt) az I. táblázatban feltüntetett mérték¬ 
ben változó. Először a minták látszólagos térfogati szusz- 
ceptibilitását mértük meg, majd a tömegek figyelembe- 


I. táblázat. A Budaörsi úti járműforgalom környezetszennyezésének terjedése a Budapest XI. Homonna 
utcában fakéreg mintákon mért mágneses szuszceptibilitások alapján (vö. 1 . ábra) 

Table I. Propagation of environmental pollution related to vehicular traffic along Budaörsi út detected by 
magnetic susceptibility measurements on tree bark samples in Budapest, XI. Homonna utca (c.f. Figure 1) 


Fa száma 
Number of tree 

Távolság a 
Budaörsi úttól 
Distance front 
Budaörsi str. 

Minta tömege 
(Fakéreg + szennyezés) 
Mass of the sarnple 
(bark+pollution) 

Látszólagos 
szuszceptibilitás 
Apparent sus-ceptibility 

Tömeg spec. 
szuszceptibilitás 

Mass spec. susceptibility 


m 

g 

lO' 6 Sí 

10 8 m 3 /kg 

Budaörsi út és Harasztos út között 

Between Budaörsi and Harasztos streets 

1 

15 

3,01 

108,4 

36,01 : 

3 

37 

1,95 

73,9 

37,90 ! 

4 

51 

1,56 

32,2 

20,64 

8 

86 

2,12 

50,3 

23,73 

10 

87 

2,08 

27,6 

13,27 

12 

91 

1,45 

20,9 

14,41 

13 

107 

2,73 

42,6 

15,60 

15 

118 

2,63 

47,5 

18,06 

Harasztos út és Maderspach Károlyné utca között 

Between Harasztos and Maderspach Károlyné streets 

18 

| 183 

I 2,16 ] 

1_323_1 

14,95 

Maderspach Károlyné és Élőpatak utca között 

Between Maderspach Károlyné and Élőpatak streets 

23 

[ 301 

[ 3,83 | 

53,6 | 

14,00 


























100 


Márton Ernő et al. Környezeti mágnesség — mágneses részecskék szerepe az antropogén porszennyezés detektálásában 


vételével számítottuk a m 3 kg _1 -ban kifejezett tömegszusz- 
ceptibilitást, amely a (mágneses) szennyezés és a fakéreg 
együttesét jellemzi. Ezekből kiolvasható, hogy a Budaörsi 
úttól kb. 90 m távolságig egyértelműen a főút autófor¬ 
galmának tulajdonítható a szennyezés (a Homonna utca e 
szakaszán nincs autóforgalom). Ez meglepően nagy 
távolság, ha figyelembe vesszük, hogy az uralkodó szél a 
Budaörsi út felé fúj. Kissé növekszik a szuszceptibilitás a 
Harasztos út forgalmának köszönhetően (13. és 15. fák, 
amelyek nagyon közel vannak a kereszteződéshez), majd 
ismét csökken a Budaörsi úttól távolodva (/. táblázat). 

A két legszennyezettebb fakéregdarabot elektronmik¬ 
roszkóppal (SEM) is vizsgáltuk. Mivel a szennyezést a kéreg 
durva felületéről nem lehetett eltávolítani, apró kéregdarabok 
vizsgálatára került sor. A felvételeken agyagásványokon kívül 
(amelyek valószínűleg a Budai Márgából származnak) 
különböző összetételű és méretű szögletes szemcsék és ép 
vagy törött szferulák láthatók, amelyek minden valószínűség 
szerint a járműmotorok mozgó alkatrészeinek kopásából, 
valamint a kipufogó rendszerekben nagy hőmérsékleten 
leváló részecskéktől erednek (2. ábra). 

Érdemes megjegyezni viszont, hogy a közúti közleke¬ 
désből eredő szennyezők mágneses hatása a talajon a 
távolsággal viszonylag gyorsan lecseng. Pl. Németország 
főútjai mentén az úttól 2 m-re a felére csökken és 5 m-nél 


távolabb nem észlelhető (Hoffmann et al. 1999). Saját 
méréseink is hasonló eredményre vezettek (Márton & 
Márton 2006). A közlekedéstől származó környezet- 
szennyezés vizsgálata tehát a talajszennyezés szempont¬ 
jából megnyugtató eredményeket hozott, amennyiben je¬ 
lentős nehézfém szennyezéssel néhány méterre a forgalmas 
utaktól már nem kell számolnunk. Viszont a gyorsan 
kiülepedő, viszonylag nagy szemcseméretű szennyezésen 
túl, finomabb, sokszor a szálló por tartományba (<10 pm) 
eső fémszennyezés az úttól kb. 100 m-re is kimutatható. 
Soproni levélszennyezés-vizsgálatunk arra egedett követ¬ 
keztetni, hogy az ilyen szennyezés terjedését a levegőben 
fallal lehet hatékonyan megakadályozni (Márton & 
Márton 2006). Az első sorban zajvédelmet szolgáló falak 
jó hatásfokkal állhatják útját a belélegezhető káros 
részecskék terjedésének is. 

Leülepedett porok vizsgálata 

Miskolci minták 

Az ülepedő por mennyiségi meghatározása céljából az 
Észak-magyarországi Környezetvédelmi Felügyelőség Mis¬ 
kolcon és környékén 18 állomásból álló mérőhálózatot mű- 



2. ábra. SEM felvételek fakéregre települt szennyező részecskékről 

a) 1 - a fakéreg szerkezete, 2 - szögletes Fe-oxid-szemcse, 3 - főleg agyagásványokból álló bevonat, b) 1 - Ti-oxid-szferula, 2 - egy alapot 
alkotó szögletes Fe-oxid-szemcse, 3 - agyagásványok, c) 1 - Fe-szulfid-szferula halmaz, d) 1 - kis Ca-tartalmú fémes vas-szferula 
Figure 2. SEMphotographs of pollution particulates settled on a tree bark 

a) 1- tructure of the bark, 2 - angularly shapedFe-oxide grain, 3 - coating of predominantly clay minerals. b)l- Ti-oxide spherule, 2 - angularly 
shaped Fe-oxide grain, 3 - clay minerals. c) 1—stack of Fe-sulphide spherules. d) 1 — Ca bearing metallic iron spherule 










Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


101 



3. ábra. Az Észak-magyarországi Környezetvédelmi Felügyelőség mérőhálózatának 
ülepedő por mérő állomásai Miskolc városban és környékén 
Figure 3. Monitoring stations fór settled dúst run by the N Hungárián Inspectorate fór 
Environmental Protection in the township of Miskolc and environs 

ködtet (5. ábra), amely iparilag és/vagy járműközlekedéssel 
erősen terhelt (pl. DAM Rt., cementgyárak, 3-as út, ércelőké¬ 
szítő) állomásokat és a „háttérértékek” meghatározását célzó 
állomásokat (pl. Szt. Ferenc Kórház /Csanyik Tüdőszanató¬ 
rium, Tapolca Vízmű, Bükkszentkereszt) foglal magában. 

Mágneses mérésekre ismert vízoldhatatlan tömegű 
pormintákat kaptunk, néhány hónap híján a 2005. február - 
2006. áprilisi időszakra. Az egy-egy hónapban összegyűlt 
porminta vízoldhatatlan tömege általában kisebb, mint 
0,2 g. A mágneses szuszceptibilitás jól mérhető, a tömeg- 
szuszceptibilitások pontosan meghatározhatók. A 4. ábra az 
összes adat figyelembe vételével készült, és a mért tömeg¬ 
specifikus szuszuszceptibilitás tizes alapú logaritmusát 
tünteti fel a vízoldhatatlan portömeg tizes alapú loga¬ 
ritmusának függvényében. A regressziós egyenes enyhe 
negatív meredeksége arra utal, hogy a két mennyiség nem 
teljesen független egymástól. Más szavakkal, lehetnek 
olyan időszakok, amikor a porterhelés jelentősen lecsökken, 
ugyanakkor a vele járó egészségkárosító mágneses és 
potenciális toxikus nehézfém szennyezés veszélye továbbra 


4. ábra. Miskolc és környékén 2005. február és 2006. április 
között havonta ülepedett vízoldhatatlan por tömegspecifikus 
szuszceptibilitás - minta tömeg eloszlásának kumulatív dia¬ 
gramja a mérőállomások adatai alapján 
Figure 4. Cumulative diagram showing monthly values of mass- 
specific susceptibility against sample mass of water insoluble 
settled dúst fór all stations investigated in Miskolc and environs 
between February, 2005 and April, 2006 

is fennállhat (4. ábra). Az adatrendszert megfigyelési 
pontokra bontva és csak a (hely és gyűjtési hónap szerint) 
biztosan azonosítható mintákat véve figyelembe változatos 
képeket látunk (5. ábra). Kiemelkedően nagyok a tömeg- 
szuszceptibilitások a DAM Rt. területén, ami nem meglepő, 
viszont figyelemreméltó, hogy a DAM-tól kb. egyforma 
távolságra telepített Vargahegy és Bársony J. u. állomᬠ
sokon nagyon eltérőek az értékek, amit a szélirányok 
különbözősége okozhat. Érdekes, hogy a cementgyárak és 
az ércelőkészítő körzetében gyűjtött minták szuszceptibi- 
litása viszonylag kicsi, valószínűleg a csökkent kibocsátás 
következtében. 

A „háttérértékek” meghatározására szolgáló állomáshe¬ 
lyek legtöbbjén a mágneses szennyezettség viszonylag kicsi. 
Egyik ilyen ponton azonban (Szt. Ferenc Kórház /Csanyik 
Tüdőszanatórium) olyan nagy tömegszuszceptibilitás érté¬ 
keket is mértünk, amelyek messze meghaladják pl. a nagy 


DAM Rt. 


Bársony János út 90-. Vargahegy 


0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 0 0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 0 


90 -, 

Szent Ferenc Kórház 90- 

Megyei Kórház 90-, 


80- 

t Tüdőszanatórium soJ 

80- 


70- 

70 — 

70- 


60- 

60- 

60- 


50- 

50- 

50- 


40. 

y 40- 

40- 


30- 

30- 

30- 


20- 

20- 

2 °: 


10- 

► 10 J 

io- 


0 - 

. o: 

. o: 

iL, 


0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 

Sajószigeti út 




0,15 0,2 0,25 0 


30 

20- 

10 - 


0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 0 

Martintelep 30-, 




Hejőcsaba 

#♦ 

0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 0 0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 0 

Minta tömege — Sample mass (g) 


0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 

Tapolca 




0,05 0,1 0,15 0,2 0,25 


5. ábra. Miskolc és környékén 2005. február és 2006. április 
között havonta ülepedett vízoldhatatlan por tömegspeci¬ 
fikus szuszceptibilitás - minta tömeg eloszlásának diagram¬ 
jai kilenc kiválasztott mérőállomás adatai alapján 
Felső sor: DAM Rt (acélmű) és 1 km-es körzetén belül, középső sor: 
kórházak és a Megyei Kórház közelében lévő állomás (Sajószigeti 
út), alsó sor: Hejőcsaba (cementmű és főút), valamint lakó-üdülő 
körzetek (vő. 3. ábra ) 

Figure 5. Diagrams showing monthly values of mass-speciflc 
susceptibility against sample mass of water insoluble settled 
dúst fór nine selected stations investigated in Miskolc and 
environs between February, 2005 and April, 2006 
Upper row: DAM Rt. (steelworks) and two stations (Bársony János út 
and Vargahegy) within its neighbourhood of 1 km, Middle row. two 
hospitals (Szent Ferenc Kórház és Megyei kórház) and one station 
(Sajószigeti út) near to the latter. Lower row: Hejőcsaba (cement 
factory and main road) and two stations ofhousing (Martintelep) and 
recreation (Tapolca) areas (c.f. Figure 3) 
























102 


Márton Ernő et al. Környezeti mágnesség — mágneses részecskék szerepe az antropogén porszennyezés detektálásában 



Satellite ©Tescan 20 j.im 



HV: 20.0 kV DET: BSE Detectedor 1 — 1 — 
Satellite ©Tescan 50 1 J m 


6. ábra. SEM felvételek a leülepedett porminták mágneses részecskéiről 
a) szferulák tömeges előfordulása (DAM Rt.), b) 1. és 2. majdnem tiszta vas- (vas-oxid-) 
szferulák kevés Zn, Ca és Mn tartalommal, 3. Túlnyomóan vas-, vas-oxid-szferula kevés 
Zn-, Mn-, Sí- és Cr-tartalommal (Komlós-tető), c) szferula szerkezete (DAM Rt.) 

Figure 6. SEM photographs of magnetic pollution particulates in settled dúst 
samples 

a) mass occurrence of magnetic spherulae (DAM Rt.) b) 1 and 2: iron (iron-oxide) spherulae 
with little Zn, Ca and Mn, 3: predominaní iron (iron-oxide) spherule with subordinate Zn, Mn, 
Si and Cr (Komlóstető), c) structure of a spherule (DAM Rt.) 


gépjárműforgalmú Sajószigeti út megfigyelőponton mért 
értékeket. így valószínűsíthető, hogy a Tüdőszanatórium 
légterében időnként jelentős a vasművektől vagy távolabbi 
forrásokból származó szennyezés. 

A mágneses részecskék (vasban gazdag szferulák) SEM 
felvételeiből a 6. ábrán láthatóakat választottuk ki. 

Kolozs megyei minták 

Ezen minták mágneses vizsgálata Farkas & Weiszburg 
(2006) a Földtani Közlönyben megjelent dolgozatához 
kapcsolódik, amely a Kolozs Megyei Környezetvédelmi 
Hivatal által 2003 márciusa és júniusa között, 18 mintavételi 
helyről havonta begyűjtött porminták ásványtani össze¬ 
tételének meghatározásával foglalkozik. Fenti szerzők 
kérésünkre, az általuk 7 szemcseméret kategóriába sorolt 
anyagból, 9 helyről származó, összesen 175 mintát adtak át 
mágneses (és tömeg) mérésekre. A minták mindegyikén 

II. táblázat. Kolozs megyében gyűjtött porminták különböző szemnagysági 
frakcióinak tömegspecifikus szuszceptibilitásai 10‘ 6 m 3 /kg egységekben 
(félkövér) és a méréshez rendelkezésre álló tömegei mg-okban zárójelben 
Tahié II. Cluj County. Mass specific susceptibility (bőid) in 10~ 6 m 3 /kg and mass of 
settled dúst available fór measurement (in brackets, in mg) fór each of the 
separated grainsize fraction fór nine sampling sites 



Frakció - Fraction (pm) 


>400 

400-250 

250-125 

125-63 

63-32 

32-1 

<1 

311! 





2,2 (65) 

3,4 (65) 

- 

3IV 






18,2 (10) 

- 

3V 

4,3 (30) 





4,4 (85) 

- 

3 VI 

1,0 (45) 


3,1 (25) 

2,6 (20) 

2,9 (80) 

3,1(125) 

- 

6 IV 




1,5 (75) 

2,2 (35) 

2,4(210) 


6V 






25,0 (5) 


9V 



1,8 (50) 

1,3(190) 

4,6 (65) 

5,5(115) 

5,7 (18) 

9 VI 

0,7 (60) 

5,6 (28) 

3,2 (95) 

3,7 (445) 

5,9(1110) 

- 

ht (75) 

8 v 



3,0 (30) 

2,6 (55) 


9,7 (60) 


10 VI 

28,2 (150) 

22,2 (85) 

6,8 (120) 

2,9 (220) 

6,3 (100) 

- 


14 V 

4,8 (35) 


20,2 (15) 



13,4 (10) 


14 VI 

14,6(100) 







11111 






« (15) 


17IV 






9,1 (8) 


17 V 

3,4 (40) 

4,7 (25) 

3,8 (30) 

5,6 ( 13 ) 

3,2 (40) 

3,5 (60) 


17 VI 





2,3 (45) 

3,1 (70) 


18111 






1,3(100) 


18IV 

24,3 (35) 





18,3 (30) 


18 V 






8,2 (10) 


18 VI 





3,0 (130) 

5,7(290) 

1,5 (25) 

22 Hí 








22 IV 



4,6 (30) 

4,4 (60) 

6,4 (25) 

4,4(115) 


22 VI 




2,4 (45) 

3,6 (23) 

2,6 (55) 


23IV 




3,9 (35) 

5,2 (30) 

4,7(100) 


23 V 

2,2 (65) 





- 


23 VI 









Bal oldali oszlop: arab számok: állomásazonosítók (vő. Farkas & Weiszburg 2006), 
római számok: hónapok. Üres cella: túl kis szuszceptibilitás, -: hiányzó frakció. 

Leftmost column, arab numbers as in Farkas & Weiszburg (2006) and different months 
(Román mtmerals). Emptycell: too low susceptibility, hyphen: missingfraction. 















































Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


103 


mértük a mágneses szuszceptibilitást, amely a minták 
sokszor igen kis tömege (minden szemcseméret-frakcióból 
hiányzott az ásványtani vizsgálathoz használt anyag) elle¬ 
nére jól mérhető volt (II. táblázat). Ahol a látszólagos szusz- 
ceptibilitás kicsi volt, ott nem határoztunk meg tömeg- 
szuszceptibilitást (üresen maradt cellák). Ahol a rendel¬ 
kezésre álló minta tömege 10 mg-nál kisebb, de a 
látszólagos szuszceptibilitás nagy volt, ott meghatároztuk a 

a) 


tömeg szuszceptibilitást, de ezt csak tájékoztató adatnak 
tekintjük (II. táblázat). Figyelemre méltó, hogy bármi is a 
szennyezés forrása, a 32-1 pm frakció szinte kivétel nélkül 
jelentős tömegszuszceptibilitással rendelkezik. Ugyan¬ 
akkor ez az a frakció, amely a legtöbb mintavételi ponton a 
legnagyobb tömegű (7. ábra) és amelyben a 10 pm-nél 
kisebb vastartalmú szferulák előfordulása várható (vö. 2. 
ábra). 

b) 



7. ábra. A leülepedett vízoldhatatlan por tömegeloszlása a különböző szemnagysági tartományokban Kolozs megye 12 (6-6) mérőállomásán (Farkas & 
Weiszburg 2006) 

a) Tömegátlagok a jelzett hónapokra vonatkozólag, b) Tömegek a jelzett hónapra vonatkozóan. Az ábracímekben az arab számok az állomásazonosítók, a római számok a hónapok (a 
részleteket lásd a hivatkozott cikkben). Szemnagysági tartományok pm-ben: 0-1: > 400,1-2: 400-250,2-3:250-125,3-4:125-63,4-5:63-32,5-6:32-1,6-7: <1 
Figure 7. Distributions of water insoluble masses ofsettled dúst between the different grainsizefractions at 12(6plus 6) stations of Cluj County 

a) Mass averages fór the months indicated. b) Masses fór the month indicated. Figure titles show the ide ntification numbers of the stations as in Farkas & Weiszburg (2006)/ months (Román 
numerals). Grainsize fractions are in pm asfollows: 0-1; >400,1-2:400-250, 2-3:250-125, 3-4:125-63, 4-5:63-32, 5-6:32-1, 6-7 = <1 












104 


Márton Ernő et al. Környezeti mágnesség — mágneses részecskék szerepe az antropogén porszennyezés detektálásában 


A miskolci és Kolozs megyei porminták 

törnegszuszceptibilitásainak összehasonlítása 

A két anyag összehasonlításakor azonnal feltűnik, 
hogy Miskolcon sokkal nagyobb tömegszuszceptibilitása 
van az ülepedő poroknak, mint Kolozs megyében, akár 
iparilag terhelt, akár csak a közlekedés által érintett 
gyűjtőpontokra meghatározott értékeket hasonlítunk 
össze. A különbség valójában nagyobb a látszólagosnál, 
hiszen a Kolozs megyei porok átlagos tömegszusz¬ 
ceptibilitása biztosan kisebb, mint a II. táblázatban 
található egy-egy frakcióra mért legnagyobb érték. 
Felmerül a kérdés, hogy Miskolc nehézfém környe¬ 
zetterhelése valójában is többszöröse-e a Kolozs 
megyeinek vagy, hogy a mágneses szemcsék minőségileg 
különböznek a két területen. Az ásványtani vizsgálat nem 
terjedt ki a Kolozs megyei anyagban talált szferulák 
összetételének meghatározására, noha a röntgen- 
felvételeken egy bizonytalan spinell-csúcs jelentkezik 
(Farkas & Weiszburg 2006). Mi a szuszceptibilitás 
hőmérsékletfüggésének mérésével Curie-pont és fázis¬ 
átalakulási hőmérsékletek meghatározására tettünk kísér¬ 
letet ( 8. ábra). Ennek eredményeként megállapíthatjuk, 
hogy Miskolcon éppúgy, mint Kolozs megyében a mág¬ 
neses ásvány a magnetit, elemi vas (esetleg ötvözet) nincs 
a mintákban. Ebből következik, hogy Miskolcon valóban 
nagyobb a mágneses és ezzel együtt a valószínűsíthető 
nehézfém környezetterhelés. A magnetit koncentrációja a 


leülepedett porban Miskolcon eléri a 13 tömegszázalékot, 
míg Kolozs megyében maximum 3 tömegszázalék. 

Következtetések 

Ipari forrásból és járművektől eredő környezetszeny- 
nyezést fakérgeken, és környezetvédelmi szervezetek hálózati 
pontjain összegyűjtött pormintákon vizsgáltunk mágneses 
módszerrel. A gyűjtött porminták, amelyeket tudomásunk 
szerint még sehol sem vizsgáltak mágneses szempontból, a 
kutatás ideális tárgyainak bizonyultak. Ennek az oka, hogy 
tömegszuszceptibilitásuk csak a mágneses szennyezéstől 
függ, míg talajokban a természetes és antropogén forrásból 
származó mágneses ásványok együtt fordulnak elő, a faké¬ 
rgek szennyezése pedig gyakorlatilag nem választható le a 
hordozó közegről. Porminták mágneses tömegszuszcep¬ 
tibilitása egymástól távol eső területek összehasonlítását is 
lehetővé teszi, kiválóan alkalmas a szennyezés monitorozásᬠ
ra, sőt a mágneses szemcsék tömegszázalékának becslésére is 
(ehhez meg kell határozni a mágneses ásványt). 

Fakéreg és ülepedő por vizsgálatainkból a következő 
megállapításokat tehetjük: 

— A fákon megtelepülő mágneses szennyezés for¬ 
galmas utak mentén több 10 m-re is jelentős terjedésének, 
fallal lehet hatékonyan útját állni. Zajvédő falak építésével a 
légzőszerveket károsító hatás is komolyan csökkenthető 
lenne. 


• melegítés — beating hűtés — cooling 






hőmérséklet — tempera tűre Í'C) 

8. ábra. Szuszceptibilitás-hőmérséklet görbék néhány porminta Curie-hőmérsékletének (T c ) meghatározására 

a) Ni és magnetit (Mt) etalon, (T c ) Ni = 360 °C, (T c ) Mt = 578 °C, b) Miskolc (DAM Rt.), c) Kolozs megye (9. sz. állomás, 63-32 pm-es frakció), d) Kolozs megye (23. sz. állomás, 32-1 
pm-es frakció) 

Figure 8. Susceptibility-temperature runs fór Curie temperature (TJ determination ofsome settled dustsamples 

a) Ni plus magnetite (Mt) standard sample (T c ) m - 360 °C, (T c ) MI -578 °C, b) Miskolc (DAM Rt.), c) Cluj County (Station9, grainsize fraction 63-32 pm), d) Cluj County (station23, 
grainsizefraction 32-1 pm) 













Rövid közlemények 


Föld tani 

^ífái iaji GeolofúrB 


■Á 


138/1, 107-110., Budapest, 2008 


Are there any Dachstein Limestone fragment 
in the Felsővadács Breccias Member? 

Géza Császár, Félix Schlagintweit, Olga Piros, 

Balázs Szinger 


Van egyáltalán Dachsteini Mészkő a Felsővadácsi 
Breccsában ? 

Összefoglalás 

Megállapítást nyert, hogy a korábbi véleményekkel szemben a 
Felsővadácsi Breccsának nem fő alkotója a Dachsteini Mészkő, sőt 
elő sem fordul benne. Az annak vélt anyag platformi eredetű felső¬ 
jura mészkő. 


Introduction 

The Felsővadács Breccia Member of the Bersek Mari 
Formation of Berriasian age is a product of a rapid change in 
the sedimentary environment within certain parts of the 
Alpine-Carpathian realm; this rapid change occured due an 


alteration of the tectonic style. In Hungary it is restricted to the 
Gerecse Mountains ( Figure 1), where the pelagic limestone 
of the Jurassic was replaced by the siliciclastic sedimentation 
at the beginning of the Cretaceous. The phenomenon re- 
sembles the Barmstein Limestone in the Northern Calcareous 
Alps and alsó the Nozdrovice (Faupl et al. 1997) and the 
Walentowo Breccias (Krobicki & Slomka 1999) in the 
Western Carpathians. This prevailing rock type is the major 
difference among them so far, because the latter ones 
composed of Jurassic rocks (mainly limestones) while the 
Felsővadács Breccia — according to the literature — com- 
prises rock fragments 75% of which are Dachstein Lime¬ 
stone, and the rest is Jurassic radiolarite and basic volcanic 
materials. 


Short history of the process of recognition 

The Felsővadács Breccia was discovered by Hofmann 
(1884) in the Paprét Ravine (Figure 2). He characterised it as 
a “sandy, greenish glaukonitic, breccia-like limestone bank”. 



Figure 1. Location and simplified geological map of the Gercse Mountains (after Gyalog & Síkhegyi 2005 modified) 

Legend: a = Neogene and Quaternary, b = Palaeogene, c = Lower Cretaceous, d = Jurassic, e = Upper Triassic, 1 -Törökbükk, 2 -Póckő, 3 - Margit-tető, 4 - Pusztamarót, 5 - Nagy- 
Pisznice S, 6 - Paprét Ravine, 7 - Bagoly Hill S, 8 - Bánya Hill N, 9 - Szél Hill S, 10 - Szél Hill N, 11 - Alsó-Látó Hill, 12 - Tűzkő Hill 
1. ábra. A Gerecse helyszínrajzi és egyszerűsített földtani térképe ( Gyalog & Síkhegyi 2005 után, módosítva) 



























108 


Császár Géza et al.: Is there any Dachstein Limestone f ragment in the Felsővadács Breccia Member? 



Figure 2. Upper Jurassic formations (lower half) and Felsővadács Breccia 
banks (upper half of the picture) in a surface outcrop, Paprét Ravine, Süttő 
2. ábra. Felső-jura képződmények és a Felsővadácsi Breccsa padjai a süttői Paprét- 
árokban 

Forthermore, on the hasis of the ammonites he dated it as 
Berriasian. According to Fülöp (1958) the Dachstein Lime¬ 
stone is the predominant rock type of the breccia bút basalts 
(i.e. the „diabase”) and radiolarite fragments are alsó typical 
constituents whereas dolomité and Jurassic limestone clasts 
are very scarce. The only fossil he mentioned as evidence fór 
the Triassic age of the limestone fragments is Tríasina sp., 
although he listed the types of Dachstein Limestone as follows: 
foraminiferal, ooidic and coral-bearing ones. The base of the 
formation is sand and sandstone consisting of the same type of 
rocks as the breccia does (Fülöp 1958). Its fossil assemblage is 
composed of belemnites, ostreid bivalves, Milleporidium sp. 
and Leptophyllia cf recta. Accordingly, he interpreted the 
Felsővadács Breccia as being of littoral and sublittoral origin. 
Fülöp (1958) assumed that a nearby zone of land covering a 
large area was the source region fór the Dachstein Limestone 
clasts whilst the volcanites and radiolarites came from a more 
distant piacé. The spatial extent of the Felsővadács Breccia 
was outlined by Császár (1995), who alsó emphasized that its 
formation represents an isochrone event due to the fact that the 
breccia cuts facies boundaries represented by the Szentiván- 
hegy Limestone and the Bersek Mari Formations. Its thinnest 
(10 cm) occurrence is found within the Szentivánhegy 
Limestone at Szomód to the west; its thickest occurence (2.3 m 
- with a Holocene cover) is east of the Nagy-Pisznice Hill close 
to the base of the Bersek Mari. According to B. Árgyelán & 
Császár (1998) the source area was located along the 
Hurbanovo tectonic line. At somé time this was an island arc 
system, consisting of obducted oceanic basement rock types 
and platform carbonates at the same time. The occurrence of 
Clypeina jurassica [now C. sulcata (Alth.)] in the mátrix of 
the breccia formation indicates a nearby carbonate platform in 
the Laté Jurassic and Early Cretaceous (Császár et al. 1998). 
New outcrops of breccia formation were proved by Fodor & 
Lantos (1998). Bárány (2004) summarized the knowledge 
gathered about the Felsővadács Breccia. Based on sedi- 
mentological investigation on polished rock surfaces from 
different outcrops Petrik (2008) proved the existence of an 
olistosinagma type debris-flow sedimentation. During the 
preparatory field phase of his work we have recognised that 
there is no typical Dachstein Limestone among the breccia 
graines described by Fülöp (1958). Instead of this the 



bír 


( 


Figure 3. a) Bedding pláne of the Felsővadács Breccia, Paprét Ravine, Süttő, b) 
Polished surface of a Felsővadács Breccia slab, Törökbükk, Lábatlan viliágé. 
Lenght of the photo is 8 cm. 

3. ábra. a) A Felsővadácsi Breccsa rétegfelszíne a Paprét-árokban, b) A Felső¬ 
vadácsi Breccsa polírozott felszíne a lábatlani Törökbükkről 

limestone debris is pale grey and there are only slight 
differences only ( Figure 3a, b). Looking at the thin sections in 
details it turnéd out that there is no evidence fór the presence of 
the Dachstein Limestone among the debris at all. This was the 
fact which inspired the initiation of a thorough micro- 
palaeontological study to clear up the age of the clasts and the 
their mátrix. Fór this purpose using thin sections from a few 
surface outcrops (e.g. Törökbükk, Lábatlan; Szél Hill, Tardos; 
Tűzkő Hill, Szomód; Alsó-Látó Hill, Tardos and Paprét 
Ravine, Süttő) and a few core samples from the Tardosbánya 
Tb-1 borehole) were investigated. 


The textúrái pattern and microfossil study 
of the limestone clasts and the mátrix 

As can be seen by the unaided eye the shape and the size of 
the limestone debris are varied. Their size can vary from sand- 
grain size up to ten cm. The shape can be well-rounded and 
alsó subangular (albeit rarely) bút there are lots of examples of 
debris whose shape is irregular; these can be convex and 
concave at the same time. This feature is particularly con- 
vincing in thin sections. There are cases where the boundary 
between the clasts and the mátrix is nőt simple to recognize. 
The mátrix is mainly micritic, mudstone-type bút in those 
cases when the breccia has been deposited in calcareous 
environment it may alsó contain pelagic microfossils (e.g. 
calpionellids) as well. The texture of the limestone clasts 
varies from wackestone up to grainstone. The allochems 
consist of bioclasts and pelletal grains here. 









Földtani Közlöny 138/1 (2008) 


109 


From the studies mentioned above it was learned that in 
the Felsővadács Breccia there are practically no megafossils 
and in the group of microfossils green algae and foramini- 
fera predominate. Both of them can be studied in thin 
sections bút when examining the foraminifera a dissolution 
residue of concentrated acetic acid was alsó used fór the 
clasts and the mátrix independently. 

Amongst the occurring benthic foraminifera the following 
taxa are worth while mentioning Andersenolina alpina 
(Leupold), Andersenolina elongata (Leupold), Ander¬ 
senolina cf. delphinensis (Arnaud-Vanneau, Boisseau & 
Darsac), Mohlerina basiliensis (Mohler) (Figure 4), Proto- 
peneroplis cf. ultragranulata (Gorbatchik), Pseudocyclam- 
mina lituus (Yokoyama) {Figure 5), Redmondoides lugeoni 
(Septfontaine). The isolated fauna gained by treatment with 
acetic acid shows the existence of a few microfossils: the most 



Figure 4. Mohlerina basiliensis (Mohler) benthic foraminifera in thin section, 
Törökbükk section, Lábatlan 

4. ábra. Mohlerina basiliensis ( Mohler ) bentosz foraminifera vékonycsiszolatból 
a lábatlani Törökbükk szelvényéből 



Figure 5. Pseudocyclammina lituus (Yokoyama) benthic foraminifera in thin 
section, Törökbükk section, Lábatlan 

5. ábra. Pseudocyclammina lituus (Yokoyama) bentosz foraminifera vékony- 
csiszolatban a lábatlani Törökbükki szelvényből 



Figure 6. Clypeina sulcata (Alth.) Dasycladalean alga in thin section, borehole 
Tardosbánya Tb-2,115.5 m 

6. ábra. Clypeina sulcata (Alth.) Dasycladacea-metszet a Tardosbánya Tb-2 
fúrás 115,5 méteréből 


Figure 7. Actinoporella podolica (Alth.) Dasycladacean alga in thin section, 
Szél Hill, Tardosbánya viliágé 

7. ábra. Actinoporella aff. podolica (Alth. ) Dasycladacea-metszet a tardosi Szél¬ 
hegy déli szelvényéből 

abundant are the foraminifera, bút there are alsó minor 
contents of the valves of ostracods and recrystallized radiola- 
rians. The most characteristic foraminifers are Trocholina sp., 
Tritaxia sp., Lenticulina sp. and Patellina sp. Amongst the 
dasycladalean algae Clypeina sulcata (Alth.) (. Figure 6 ) is the 
most common, other taxa are Clypeina cf. estevezi Granier, 
Salpingoporella annulata Carozzi and Selliporella aff. 
neocomiensis (Radoicic) and Actinoporella aff. podolica 
(Alth.) (Figure 7). Debris of Thaumatoporella parvovesi- 
culifera (Raineri) and nodules of Lithocodium-Bacinella are 
fairly common. From a biostratigraphic point of view with 
respect to microfacies, the dominance of clasts (wackestones) 
indicating to a lagoonal environment is striking. 


The age of the Felsővadács Breccia 

The exact age of the Felsővadács Breccia is nőt known. 
Based on ammonites Vígh (1984) was the first to mention that 
these beds were probably deposited at the turn of the 
Berriasian to the Valanginian. While studying nannofossils 
Fogarasi (2001) came to a similar conclusion (i.e. Laté Beri- 
asian to Early Valanginian). Somé poorly preserved 
ammonoids found in the upper breccia layer of the Paprét 
Ravine section indicate a Berriasian age (Főzy 1993). 
According to Bárány (2004) the age of the uppermost bed of 
this member ránk unit is Early Valanginan as it is shown by 
Calpionellites darderi derived from the upper bedding pláne 


- 

PVfnyhBiL m . 


Js.i 


r* 



V '3 








110 


Császár Géza et al.: Is there any Dachstein Limestonefragment in the Felsővadács Breccia Member? 


of this layer. The association of benthic foraminifers and 
dasycladalean algae (mentioned above) indicates a Laté 
Tithonian - Berriasian age. Given the recent State of 
knowledge on this subject it can nőt be excluded that there 
could be recognizable differences between the lowermost and 
uppermost layers, because the numbers of beds and their 
respective thicknesses vary significantly. To discover the ages 
of different beds needs more extended systematic studies. 

Conclusions 

— The predominant part of the limestone clasts derives 
írom a Laté Tithonian to Berriasian carbonate platform of an 
unknown lithostratigraphic unit. This is characterized by 
Clypeina sulcata and somé other green algae and alsó 
benthic foraminifera like pseudocyclamminids, proto- 
peneroplis and trocholiniform taxa. In addition to these a 
few stromatoporids alsó occur. 

— The other relatively frequent limestone clast is the 
Calpionella limestone, which may belong to the Szent- 
ivánhegy Limestone. This is typical fór the basinal and 
submarine high facies of the Transdanubian Rangé 
including the Gerecse Mountains. 


— It is supposed that the source area is located to the 
north of the Gerecse Mountains, where the carbonate 
platform has been developed on the Southern margin of the 
quondam island arc. The radiolarite and mafic magmatic 
rock of the oceanic basement obducted on this island arc 
(írom where they together with the platform carbonate and 
other volcanic rocks eroded intő the back arc basin) is now 
called the Gerecse Mountains. 

The unconsolidated lime műd on the carbonate platform 
and submarine highs within the back arc basin might have 
produced the mátrix fór the Felsővadács Breccia. 

The pebbles of the mafic and ultramafic rocks with 
chrom spinell bear witness to the nearby location of the 
island arc with an oceanic basement. 

This event can be correlated well with the Barmstein 
Breccia in the Northern Calcareous Alps (Gawlick et al. 
2005, Frisch & Gawlick 2003, Schlagintweit & 
Gawlick 2007) and alsó with the Nozdrovice and the 
Walentowo Breccia (Krobicki & Slomka 1999) in the 
Western Carpathians (and alsó with respect to the 
lithologic composition). The appropriate stratigraphic 
correlation and palaeogeographic implications of these 
formations will be considered in an other paper currently 
under preparation. 


References — Irodalom 

Bárány M. 2004: A jura-kréta határ gravitációsan átülepített képződményei az északi-Gerecsében — Diplomamunka, ELTE, Általános és 
Történeti Földtani Tanszék, 72 p. 

B. Árgyelán G. & Császár G. 1998: Törmelékes krómspinellek és azok jelentősége a gercsei jura képződményekben. —Földtani Közlöny 
128/2-3,321-360. 

Császár G. 1995: A gerecsei és a vértes-előtéri kréta kutatás eredményeinek áttekintése. —Általános Földtani Szemle 27, 133-152. 

Császár G., Galácz A. & Vörös A. 1998: A gerecsei jura — fácieskérdések és alpi analógiák. — Földtani Közlöny 128/2-3, 397-435. 

Faupl, P. Császár, G. & Misík, M. 1997: Cretaceous and Palaeogene sedimentary evolution in the Eastern Alps, Western Carpathians and 
the North Pannonian region: An overview. —Acta Geologica Hungarica 40/3, 273-305. 

Fodor L. & Lantos Z. 1998: Liász töréses szerkezetek a Ny-Gerecsében. — Földtani Közlöny 128/2-3, 375-396 

Fogarasi A, 2001: A Dunántúli-középhegységi alsó-kréta képződmények mészvázú nannoplankton sztratigráfiája. — PhD thesis, ELTE 
Általános és Történeti Földtani Tanszék, 95 p. 

Főzy, I. 1993: Upper Jurassic ammonite biostratigraphy in the Gercse and Pilis Mts (Transdanubian Central Rangé, Hungary). — Földtani 
Közlöny 123/4, 441-464 

Frisch, W. & Gawlick, H. J. 2003: The nappe structure of the Northern Calcareous Alps and its disintegration during Miocéné tectonic 
extrusion — a contribution to understanding the orogenic evolution of the Eastern Alps. — International Journal of Earth Sciences 
(Geologische Rundschau) 92, 712-727. 

Fülöp J. 1958: A Gerecsehegység kréta időszaki képződményei. — Geologica Hungarica series Geologica 11, 123 p. 

Gawlick, H. J., Schlagintweit, F. & Missoni, S. 2005: Die Barmsteinkalke dér Typlokalitát nordwestlich Hallein (hohes Tithonium bis 
tieferem Berriasium; Salzburger Kalkalpen) Sedimentologie, Mikrofazies, Stratigraphie und Mikropaláontologie: neue Aspekte zűr 
Interpretazion dér Entwicklungsgeschichte dér Ober-Jura Karbonatplatform und dér tektonischen Interpretazion dér Hallstátter Zone 
von Hallein - Bad Dürrnberg. — Neues Jahrbuch Geologische PalantologischeAbhandlungen 236, 351-421. 

Gyalog L. & Síkhegyi F. 2005: Magyarország földtani térképe 1:100 000. — CD-ROM, Magyar Állami Földtani Intézet, Budapest. 

Hofmann K. 1884: Jelentés 1883 nyarán Ószőny és Piszke között foganatosított földtani részletes felvételekről. — Földtani Közlöny 14, 174-190. 

Krobicki, M. & Slomka, T. 1999: Berriasian submarine mass movements as results of tectonic activity in the Carpathian Basins. — 
Geologica Carpathica 50, 42-44. 

Petrik A. 2008: A Felsővadácsi Breccsa klasztjainak orientációs vizsgálata. — Modern Geográfia X, 1-16. 

Schlagintweit, F. & Gawlick, H. J. 2007: Analysis of Laté Jurassic to Early Cretaceous algal debris-facies of the Plassen carbonate 
platform in the Northern Calcareous Alps (Germany, Austria) and in the Kurnbesh area of the Mirdita Zone (Albánia): a tool to 
reconstruct tectonics and paleogeography of eroded platforms. — Facies 53, 209-227. 

Vígh G. 1984: Die biostrtatigrafische Auswertung einiger Ammoniten-Faunen aus dem Tithon des Bakonygebirges sowie aus dem Tithon- 
Berrias des Gerecsegebirges. — MAFI Évkönyv 67, 135-210. 

Addresses: 

Császár, Géza: Department of Régiónál Geology, Eötvös Loránd University H-1143 Budapest Stefánia str 14., csaszarg@mail.datanet.hu, 

Schlagintweit, Félix: Lerchenauerstr. 167,80935 München, Germany, schlagintweit@t-online.de 

Piros, Olga: Geological Institute of Hungary, H-1143 Budapest Stefánia str 14., piros@mafi.hu 

Szinger, Balázs: Department of Palaeontology, Eötvös Loránd University H-1117 Budapest Pázmány P. str. IC, szinger.balazs@gmail.com 



Hírek, ismertetések 


Összeállította: Palotás Klára 


_ - - 

földtani KfizlWi 

^ÁSrfatí Qeoloc^f.al 

138/1,111-116., Budapest, 2008 



a Föld éve® 

FöleHudomí nyok $z emberiségéit 


A Föld bolygó nemzetközi éve nyitórendezvénye 
a párizsi UNESCO-palotában 


még több vízre, energiára, ásványi nyersanyagra, fémre, talajra lenne 
szükség. E példa nélküli és dinamikusan növekedő erő bolygónk élet- 
fenntartó rendszereit is fenyegeti. Amennyiben az emberiség igénye¬ 
it nem sikerül egyensúlyba hozni a természeti erőkkel, jövőnk (és a 
megmaradt földi élet jelentős részének jövője) hosszú távon nem 
lesz biztosítható. A Föld valószínűleg képes ellátni 9 milliárd em¬ 
bert, de az ökoszisztéma és a biodiverzitás feláldozásával, ráadásul 
úgy, hogy nem vagy alig marad hely bioüzemanyag számára. 


A Föld Bolygó Nemzetközi Éve nagyszabású nyitórendezvé¬ 
nyét - kutatók, politikusok és diákok részvételével - 2008. február 
12-13-én tartották az UNESCO párizsi székhelyén. A kezdemé¬ 
nyezés célkitűzéseit világszerte egyre többen ismerik fel, és ennek 
köszönhetően lassacskán egyre jobban körvonalazódik a Föld 
Bolygó Nemzetközi Éve igazi jelentősége: ráirányítani a figyelmet 
arra, hogy az emberiség szembesülni kénytelen a Föld 
végességével. 

Ezer résztvevő — kutatók (65 ország nemzeti bizottságának kül¬ 
döttei, nemzeti és nemzetközi földtudományi szervezetek vezetői), 
politikusok (az UNESCO vezetői, állam- és kormányfők, minisz¬ 
terek, államtitkárok) és diákok (a Föld éve alkalmából meghirdetett 
diákpályázat győztesei) — jelenlétében, 2008. február 12-13-án, az 
UNESCO párizsi székhelyén tartották meg az ENSZ által 2008-ra 
meghirdetett Föld Bolygó Nemzetközi Éve nyitórendezvényét. 

Megnyitójában Koichiro Matsuura, az UNESCO főigazgatója a 
fizikai környezet és a társadalom átalakulásának soha nem ta¬ 
pasztalt gyorsaságára hívta fel a figyelmet. A politikusi beszédeket 
követően a résztvevők nyilatkozatot fogadtak el. (A magyar fordítás 
csatoltan található.) A „Párizsi nyilatkozat” a fenntarthatóság 
megteremtése, egyben a földtudományok nagyobb megbecsültsége 
érdekében megteendő lépéseket foglalja össze. 

Mint ismeretes, a Föld éve alkalmából tíz, társadalmilag és 
globálisan fontos tudományos-ismeretterjesztő témát hirdettek meg: 
felszín alatti víz, geo-katasztrófák, Föld és egészség, éghajlat, energia 
és nyersanyag, óriásvárosok, a Föld mélye, az óceánok, talaj, Föld és 
élet. A megnyitó rendezvény három szekciójában e témák lénye¬ 
gében mind előkerültek. 

A „ Népességnövekedés és éghajlatváltozás: kihívás a Föld számára” 
című szekcióban Renate Christ, a Nobel-békedíjas IPCC titkára, 
Ghislain de Marsily, a Francia Tudományos Akadémia tagja, Ruud 
Lubbers korábbi holland miniszterelnök, és Arti Mehra, Delhi 
polgármestere fejtette ki nézeteit. Az előadóülést és az azt követő 
eszmecserét Aubrey Manning (BBC) vezette. 

„A Föld kincsei: átok vagy áldás?” szekcióban Thierry 
Desmarest, a TOTÁL igazgató tanácsának elnöke, Mark Myers, az 
USGS igazgatója és Wang Shouxiang, Kína föld- és nyersanyagügyi 
minisztere (minister of Land and Resources) volt. 

A „ Geo-veszélyek: a kockázat csökkentése, az odafigyelés növelése ” 
c. témában Peter Hoppé, a München Biztosító geokockázat-kutatási 
osztályának vezetője és Sospeter Muhongo, az ICSU afrikai 
regionális igazgatója tartott előadást. Mindkét vitát Marina 
Mielczarek (Rádió Francé International) vezette. 

Népességnövekedés a Földön 

Az emberi tevékenység manapság nem csak az éghajlati felté¬ 
teleket módosítja, hanem geológiai hatótényezőként is figyelembe 
veendő: az emberiség több anyagot mozgat meg, mint a felszíni 
geológiai folyamatok együttvéve. Előrejelzések szerint 2050-re a 
Föld népessége a jelenlegi 6 milliárdról 9-re nő. Következésképpen 


A Föld energia- és ásványkincse: átok vagy áldás? 

Világszerte tapasztalható, hogy az alapvető szükségletek ára a 
csillagos égbe emelkedik. Ez azért van, mert a Föld nyersanyag- és 
energiakincse iránt soha nem tapasztalt igény lépett fel. A természeti 
erőforrások kiaknázása és a kapcsolódó iparágak virágzanak, de 
ennek haszna igen egyenlőtlenül oszlik meg az egyes nemzetek és 
emberek között. A természeti erőforrásokban gazdag országok nem 
mindig fektetik be hasznukat más, tartósan versenyképes ágaza¬ 
tokba. A Föld anyagainak kitermelése és feldolgozása tájrom¬ 
bolással és környezetszennyezéssel a biodiverzitás radikális csök¬ 
kenésével jár. A Föld kincseiből a következő generációknak is hagyni 
illenék. Az emberiség mindeddig képes volt alkalmazkodni min¬ 
denféle nehézséghez. A mostani kihívás lényege abban áll, hogy 
olyan gazdaságot építsünk ki, amely figyelembe veszi, hogy a Föld 
erőforrásai kimerülőben vannak. 

Geo-veszélyek 

A Föld sokszor nincs egyensúlyi állapotban. A mélybeli dina¬ 
mikus folyamatok a felszínen is megnyilvánulnak, és ez megnöveli a 
természeti veszélyek hatását és tönkreteszi az életet. A Föld mélyé¬ 
nek örökké változó feltételeiből adódó helyzetekhez a felszínen 
élőknek elkerülhetetlenül alkalmazkodniuk kell. Az emberiség ki¬ 
válthatja, felgyorsíthatja, de csökkentheti is a természeti katasztró¬ 
fák számát és hatását. A fizikai előfordulás és a gazdasági követ¬ 
kezmény eloszlása a Földön meglehetősen egyenlőtlen. Az emberi 
veszteséget a szegényebb országok szenvedik el, míg a gazdagabbak 
inkább csak a helyreállítás költségeit viselik. Az egyre nagyobb 
kockázatokkal járó helyeken sajnos — számos különféle ok miatt — 
továbbra is élni fognak emberek. 

A nyitórendezvényhez kiállítások, film- és könyvbemutatók is 
csatlakoztak, és a földtudományi szervezetek (pl. IUGS, IUGG, 
IGCP) is mind képviseltették magukat. A tudományos közösségek 
számára talán a legérdekesebb hír az, hogy a Natúré 2008. évi 
januári számában 16, a Föld évéhez kapcsolódó cikk jelent meg, és 
ezek ingyenesen letölthetők a http://www.nature.com/nature/ 
supplements/collections/yearofplanetearth/ weboldalról. 

A résztvevők számára Párizs polgármestere a Hotel de Ville-ben 
adott fogadást. A nemzetközi diákpályázat győztesei (mintegy 200 
diák sok-sok országából, közöttük Kármán Krisztina, az ELTE geo¬ 
lógushallgatója, aki Magyar UNESCO Bizottság, az Oktatási Mi¬ 
nisztérium és a Szabadalmi Hivatal támogatásával tudott kiutazni) 
több különprogramon vettek részt. Meg is dolgoztatták őket: az 
UNESCO-beli megnyitóra komponált Föld-éneket (,,Geo-song”-ot) 
mindannyiuk énekes-zenés-táncos előadásában láthattuk-hallhattuk. 

A Francia Tudományos Akadémia párizsi székházában február 
13-án délután tartották meg a Föld évét szervező nemzeti bizott¬ 
ságok vezetőinek értekezletét, amelyen Magyarországot Brezs- 
nyánszky Károly, a Föld éve Magyar Nemzeti Bizottságának elnöke 
és Szarka László tikár képviselte. Itt vált biztossá, hogy a magyar- 







112 


Hírek, ismertetések 


országi nyitórendezvényre (Budapest, Magyar Természettudományi 
Múzeum, 2008. április 17-20.) - eleget téve a Magyar Tudományos 
Akadémia Földtudományi Osztálya meghívásának — a nemzetközi 
szervezet vezetője, Eduardo de Mulder is eljön. 

A Föld bolygó nemzetközi éve anyaga a weben nem csak 
angolul, hanem más nyelveken is elérhető lesz. A Föld éve témákat - 
más, kapcsolódó földtudományi rendezvénysorozatokéval együtt — 
magyarul a GEO-FIFIKA című füzetsorozat ismerteti, de a 
www.foldev.hu/geofifika.htm weboldalon az eredeti angol Föld éve 
prospektusok magyar fordítása is megtalálható. 

Szarka László, 

a Föld bolygó nemzetközi éve Magyar Nemzeti Bizottság 
titkára 


A Föld bolygó nemzetközi éve nyitórendezvényén 
(UNESCO, Párizs, 2008. február 12-13.) elfogadott 
„Párizsi nyilatkozat” 

Felidézve, hogy 2008-at az ENSZ nagygyűlése a Föld Bolygó 
Nemzetközi Évévé nyilvánította, 

Figyelembe véve, hogy az egyedülálló, változatos és örökké 
változó élet a Föld önfenntartó rendszerétől függ, 

Hangsúlyozva, hogy a globális fenntarthatósággal kapcsolatos 
minden döntésben figyelembe veendő a meglévő és jövőbeni 
földtudományi ismeretek tárháza, 

Megjegyezve, hogy az éghajlattal, vízzel és egyéb természeti 
nyersanyagforrásokkal, energiával, egészséggel, talajokkal, az óceán¬ 
nal, a Föld mélyével, a természeti veszélyekkel és magával az élettel 
kapcsolatos földtudományi ismeretekek javarészt ismeretlenek a 
közvélemény számára és gyakran a döntéshozók sem veszik ezeket 
figyelembe; 

Annak tudatában, hogy a Föld bolygó nemzetközi éve jelentős 
szerepet játszhat a Föld-erőforrások fenntartható használatának 
elősegítésében, és — az ENSZ UNESCO-vezette „Oktatási évtized a 
fenntartható fejlődésért” programján, valamint az ENSZ ún. Mille- 
neumi fejlesztési célkitűzéseinek előmozdításán keresztül — értékes 
szolgálatot tesz az emberiség (a társadalmak) számára, 

Meggyőződve arról, hogy a Föld Bolygó iránti tisztelet megte¬ 
remtése, valamint a közfigyelem felkeltése a Föld összetevőinek sé¬ 
rülékenysége és bennük rejlő lehetőségek, továbbá a természeti 
veszélyeztetettség mérséklése iránt, megalapozzák a nemzetek 
békésebb, virágzó és beteljesült együttélését; mindezekből követ¬ 
kezően: 

Felhívjuk az összes nemzet döntéshozóinak figyelmét arra, hogy 
tegyék szabadon elérhetővé és hasznosítsák a bolygónkról ren¬ 
delkezésre álló ismeretek gazdag tárházát, és ösztönözzék a fejlődő 
és a fejlett országok hasznát egyaránt szolgáló új ismeretek és 
technológiák létrejöttét; 

Bátorítjuk a földtudományi közösségeket, közszolgálati szerve¬ 
zeteket és a magánszektort, hogy új ismeretek születése érdekében 
támogassák ezt a kezdeményezést, és alakítsanak ki olyan új straté¬ 
giákat, amelyek mérsékelni fogják a természeti veszélyeztetettség 
következményeit, és - a rohamosan bővülő globális társadalom 
jelenlegi és a jövendő generációk majdani szükségleteinek kielé¬ 
gítése érdekében - a fenntartható fejlődés felé terelnek; azzal, hogy 
Tegyék elérhetőbbé a földtudományi ismereteket, egyrészt a 
nemzeti oktatási rendszerek felülvizsgálatával, másrészt a föld- és 
űrtudományi intézetek és egyetemek kutatási kapacitásának növe¬ 
lésével; 

Készítsenek a Földről, mint globális rendszerről, egységes 
digitálisan és nyilvánosan elérhető információs anyagokat, mint ami¬ 
lyenek például az OneGeology vagy az ENSZ Adat Infrastruktúra 
(UNSDI) projektek keretében készülnek; 


Támasszanak nagyobb közérdeklődést a Föld mint egységes 
rendszer szerkezete, evolúciója, szépsége, sokszínűsége és a tájakba 
telepített emberi kultúrák iránt azáltal, hogy geoparkokat, bioszféra¬ 
rezervátumokat, világörökségi helyeket hoznak létre, amelyek a 
megőrzés és a fejlesztés közösségi eszközei, 

Fejlesszék a Föld-megfigyelés módszereit és rendszerét (a távér¬ 
zékelő és in-situ megfigyelőrendszereket egyaránt), hogy a jövőben 
előre jelezhetők legyenek a Föld szféráiban végbemenő nagy 
változások, és erősítsék a meglévő Föld-megfigyelési rendszereket; 

Állítsanak fel, a fenntartható fejlődést szolgáló nemzetközi föld- 
tudományi kutatóközpontot; 

Jelentessenek meg könyveket, DVD-ket és egyéb más média¬ 
eszközöket annak érdekében, hogy a földtudomány a nagyközönség 
számára elérhetőbbé váljon, és hogy a Föld Bolygó Nemzetközi 
Évének hatása tartós legyen. 

Tegyük a Földet az emberiség jobb otthonává! 

Földtudományok a társadalomért 


Események _ 

Megalakult a Dél-dunántúli „GeoKlub” 

A Magyarhoni Földtani Társulat Dél-Dunántúli Területi Szerve¬ 
zetének elnöksége tájékoztatja a tagságot, hogy a 2007. szeptember 
25-i pécsi elnökségi ülésén határozott a geotudományi szakterü¬ 
leteket tömörítő, és a társulati szervezet keretén belül működő 
„GeoKlub” megalakulásáról. 

Előzmények: az utóbbi időben némileg háttérbe szorult a föld- 
tudományok és a hozzájuk csatlakozó szakágazatok együttműkö¬ 
dése. Ezen kíván segíteni a „GeoKlub” egy kötetlen és önkéntes, laza 
társulás létrehozásával, melybe alkalmanként várjuk az aktuális 
téma iránt érdeklődő bányászokat, geológusokat, mérnökgeoló¬ 
gusokat, hidrológusokat, hidrogeológusokat, geotechnikusokat, 
geofizikusokat, geodétákat, geográfusokat, környezetvédő műsza¬ 
kiakat, mélyépítőket. 

A „GeoKlub” működésének célja a társadalmi közösségeket 
érintő földtani problémák és kérdéskörök felderítése, megvitatása, 
javaslattétel a megoldásukra. 

A „ GeoKlub ” feladatul tűzi ki: 

- a Dél-Dunántúli régió akut földtani problémáinak felderítését, 
alakulásuk nyomon követését, 

- helyszíni bejárások, szemlék szervezését, lebonyolítását, 

- aktuális földtani kérdések műszaki megoldási lehetőségeinek 
megvitatását az érintett geo- társszakterületek bevonásával. 

A „GeoKlub” rendezvényein a résztvevők tájékoztathatják egy¬ 
mást a felmerülő napi szakmai problémákról, feladatokról, továbbá 
lehetőségük nyílik szakmai konzultációkra, tapasztalatcserékre, 
különös tekintettel a fiatalabb és a tapasztaltabb kollégák közti jó 
együttműködés kialakítására. Számítunk a szakhatóságoknál dol¬ 
gozó kollégák, és egyetemisták csatlakozására is. 

A „GeoKlub” nyitott, bárki javasolhat témát, ezért kérünk 
minden tagtársat, hogy a lakóhelyük környezetében észlelt, és 
megoldásra váró földtani problémákról a „GeoKlub” alábbi alapító 
kezdeményezőit, vagy az elnökséget tájékoztassák, továbbá tegyenek 
javaslatot a klub tevékenységi körének bővítésére. 

A „GeoKlub” rendezvényekről az MFT és a társegyesületek 
tagságát saját Hírlevelük útján tájékoztatjuk. 

Dr. Kaszás Ferenc (trilobita.bt@chello.hu), 
Horváth Zsolt (zsohorvath@mol.hu), 

BODORKÓS Zsolt (konyvtar@olajmuzeum.hu) 




Földtani Közlöny 138/1 


113 


Személyi hírek _ 

Zimmermann Katalin, 

a Magyarhoni Földtani Társulat ügyvezető igazgatója 2007. 11. 
30-án nyugdíjba vonult. Utóda Krivánné Horváth Ágnes. 

Kázmér Miklós és Budai Tamás 

2007. június 13-án megkapta az MTA doktora címet. 

A disszertációk címe: 

Kázmér Miklós: Paleogén ősföldrajz az alpi-kárpáti régióban, 
Budai Tamás: Medenecék és platformok kialakulása és fejlődése 
a Bakony középső-triász története során. 

Földessy Jánost az MTA MAB Bányászati-Földtani Szakbizottsága 
2007. november 24-én a Földtani Munkabizottság elnökévé 
választotta. 

PhD védés: 

Nagyné Pálfalvi Sarolta (témavezető: Kázmér Miklós) 2008. ja¬ 
nuár 14-én megvédte A Vértes eocén üledékképződési környeze¬ 
teinek rekonstrukciója mikrofácies vizsgálatok alapján című érte¬ 
kezését. 

A 2007. évi Ifjú Szakemberek Ankétján győztes előadások: 

Elméleti kategóriában I. helyezett: 

Szanyi Gyöngyvér (ELTE FFI Geofizikai Tsz.): Budai barlangok 
kalcitkiválásainak urán-soros kormeghatározása. 

Gyakorlati kategóriában I. helyezett: 

Tóth Emőke, Szinger Balázs (ELTE FFI Őslénytani Tsz.): Mikro- 
CT alkalmazása, mint új lehetőség az őslénytani kutatásban. 


Könyvismertetés _ 

Török Ákos: Geológia mérnököknek 

Műegyetemi Kiadó, Budapest 2007 

A Geológia mérnököknek c. egyetemi tankönyvet földtudomᬠ
nyi- és mérnökhallgatóknak, mérnököknek, építészeknek, környe¬ 
zetvédelmi szakembereknek egyaránt ajánljuk, azzal az üzenettel, 
hogy a geológia a látszólag állandó, de valójában igen dinamikusan 
változó Föld tudománya, amelynek ismerete a földtani-, a mérnöki-, 
a tervezői- és környezetvédelmi munkához elengedhetetlen. Geoló¬ 
gus-, bányamérnök-, földrajz-, földtudományi- és régészhallgatók¬ 
nak, és e szakmák művelőinek azért lehet hasznos olvasmány, mert 
a geológia alkalmazott mérnöki oldalát is kihangsúlyozza. A könyv 
fejezetei áttekintik a geológia mérnöki vonatkozásait kezdve az 
ásványtani, kőzettani, geomorfológiai és vízföldtani alapoktól 
egészen az alkalmazott mérnökgeológiáig. A mérnökgeológián belül 
a laboratóriumi vizsgálatok ismertetik a vizsgálati módszereket leíró 
érvényes szabványokat (MSZ EN) és bemutatják a hazánkban 
előforduló legfontosabb kőzettípusok fizikai tulajdonságait is. A 
kötet esettanulmányokon keresztül próbálja érzékeltetni a geológia 
fontosságát és a geológiai vizsgálatok szerepét a földtani és mérnöki 
gyakorlatban. A szerző megpróbálta úgy összeállítni a könyv ábráit 
és szöveges részeit, hogy az elméleti földtani ismeretek mellett a 
gyakorlati életben is alkalmazható, az alkalmazott földtani és a 
mérnöki munka során is felhasználható geológiai információkkal 
szolgáljon. Ezt segíti a kötet végén található tárgymutató, amely a 
geológiai címszavak alapján gyors keresési lehetőséget biztosít az 
egész könyv anyagában. Teljes terjedelmében színes, gazdagon 
illusztrált (több mint 400 színes fotó és ábra). Hasonló szakkönyv 
magyarul még nem jelent meg. 

A keményfedelű, fűzött, 384 oldalas könyv, 2007. december 10. 
jelent meg. A kötet megvásárolható a Műegyetemi Kiadó Könyves¬ 


boltjában (1111 Budapest, Goldmann György tér 3., V2-es épület, 
földszint 2., tel: 4632309 fax: 4665714), megrendelhető e-mailen: 
megrend@kiado.bme.hu, vagy Budapesti Műszaki Egyetem, 
Építőanyagok és Mérnökgeológiai Tanszékén, 1111 Budapest, 
Stoczeku. 2., Tel: 463-2414 (BME), e-mail: torokakos@mail.bme.hu. 
A kötet ára: 5 900 Ft. Előj egyezhető 4700 Ft-os áron a Magyar Állami 
Földtani Intézet Könyvtárában (library@mafi.hu). 

TöRöKÁkos 

Egy évfolyam története 
a magyar bányászat sorsfordító évtizedeiből 
1951-2006 

Nehézipari Műszaki Egyetem, Miskolc-Sopron 

Bányamérnöki Kar, Bányaművelő, geológus és olajmérnöki szak, 
Földmérőmérnöki Kar, Földmérő és geofizikus szak 

Magánkiadásban 2007-ben jelent meg az 1951-ben beiratkozott 
hallgatók életútját bemutató kiváló szerkesztésű 569 oldalas könyv. 
Sajnos ez az évfolyam nem korábban kezdte tanulmányait, mert 
akkor ez a könyv pár évvel ezelőtt jelenhetett volna meg, ugyanis ez a 
könyv etalonja lehetett volna a későbbi évfolyamok hasonló tartalmú 
könyveinek. 

A recenzens írója azért tudta nehezen letenni a könyvet, mert 
1952-ben kezdte meg tanulmányait szintén Miskolcon, folytatta 
Sopronban és a könyvben szereplők közül igen sokkal barátságban 
volt/van a mai napig. A könyvből számtalan általam addig nem 
ismert történés olvasható és bizonyára számos könyvben szereplő is 
érdeklődéssel olvashatott olyat, amit egyetemi évei alatt — bizonyos 
kényszer miatt sem - nem tudott. 

Az „Előszó” (Kiss Dezső) után „Az Alma Mater történetét” 
(6-14. oldal) Bőhm József mutatta be napjainkig. 

Ezt követően (15-25. oldal) olvashatjuk azt a 172 nevet, akik 
Miskolcon - és azt a 73 nevet - akik Sopronban kezdték meg 
tanulmányaikat. Mind a 245 név után szerepel a születési hely, a 
pontos születési dátum, a kar neve és az, hogy életrajz vagy nekrológ 
szerepel a könyvben. 

A következő fejezetben az „Elemzések” (26-49. oldal) a Bor¬ 
sodi, Ózdi Szénbányák (Balogh Béla, Kiss Dezső), az uránbᬠ
nyászat (Sallay Árpád) és a bauxitbányászat (Gádori Vilmos) 
történetét olvashatjuk, majd Simon Sándor összeállításában részle¬ 
tes statisztikát (50-60. oldal) találunk az évfolyamról. A „Tanszékek 
és tantárgyak” bemutatása (61-84. oldal) (Sallay Árpád, Gerzson 
István, Nagy Sándor, Németh József) után „Egyetemi történetek” 
(85-160. oldal) (Sallay Árpád, Bodrogi Frigyes, Gerzson István, 
Kovács István, Nagy Sándor, Karabélyosné Gesztelyi Éva, 
Szűcs Imre, Verő József) olvashatók. 

A 161. oldalon kezdődnek a „Szakmai önéletrajzok”, melyben az 
551. oldalig 64 bányamérnök, 15 olajmérnök, 9 geológusmérnök, 18 
geofizikusmérnök és 53 földmérőmérnök életútját ismerhetjük meg. 
Sajnos már nagyon soknak az életútját gyermeke vagy felesége írta 
meg vagy arról nem olvashatunk. 

A statisztika szerint az 1951-ben beiratkozott hallgatók közül 90 
bányaművelő-mérnök, 18 olajmérnök, 17 geológusmérnök, 44 
földmérőmérnök és 29 geofizikusmérnök védte meg diplomatervét. 

Kiváló és nemes gondolat, hogy a könyv legvégén olvashatjuk 
Kovács Ferenc gyászbeszédét Zambó János, és Molnár László 
gyászbeszédét Dzseki bácsi temetésén. 

A recenzens írója csak azt sajnálja, hogy a könyv kereskedelmi 
forgalomba nem került, így azt csak a könyvben szereplőktől lehet 
kölcsön kapni, de talán a „köteles példányok” megtalálhatók egyes 
könyvtárakban is. 

A könyvet ajánlom mindenkinek, akit érdekelnek az 1951-től 
kezdődő évek napjainkig, hiszen kitűnő - nemcsak bányászati - 
korrajzokat olvashatunk számtalan szomorú és vidám történés 
megismerésével. 

Horn János 





114 


Hírek, ismertetések 


Mátyás Ernő: Geológia — Geológusok-bányamérnökök részére és 
mindenkinek 

„Az emberiség története azzal kezdődött, hogy az ember felvett 
egy követ. ” 

Ez az egyik bevezető, egyben ajánló mondata a fent nevezett 
egyetemi tankönyvként is használt 372 oldalnyi terjedelmű kötet¬ 
nek. 

A könyv a kozmikus környezetünktől, az ember környezetét adó 
geoszférákon át az ásványok szerkezetét meghatározó belső 
mikrovilágig tárgyalja a körülöttünk lévő világot. Teszi ezt azzal az 
alapvető gondolattal, hogy bemutassa a világ és annak egyes részei, 
különös tekintettel a Földre és a földkéregre, mennyire hasznosít- 
hatóak az ember földi léte, társadalmi mozgása és tényleges 
továbbélése szempontjából.A körülöttünk lévő világ, az élettelen és 
az élő anyag összefüggéseit, az anyagot felépítő kvarkoktól a 
Naprendszer tagjaiig áttekintő ábrák mutatják be. 

A könyv a földtani múltat, napjaink dinamikus dialektikus 
mozgásait is vizsgálja a Föld ember által lakott külső szféráiban és a 
Föld belsejében is. 

A magmás működés egykori és jelenlegi dinamizmusát genetikai 
szakaszokra bontottan mutatja be; a likvid magmás, pegmatitos, 
pneumatolitos, hidrotermális szakaszokon keresztül és ezeket első¬ 
sorban a jelenleg hasznosítható és a történeti múltban már haszno¬ 
sított elemek, ásványok szempontjából értékeli. Ezáltal segítséget 
nyújt a jelenlegi hasznosítható ásványi anyagok kutatóinak, de 
segítséget jelent a földtani múlt elméleti megismerésével foglal¬ 
kozóknak is. 

A földtani múlt eseményeihez szorosan kapcsolja a földfelszín 
jelenlegi éghajlati öveiben és óceáni medencéiben zajló folya¬ 
matokat, majd áttekintést nyújt az üledékképződés során felhal¬ 
mozódott, az emberiség számára fokozatosan alkalmazásba vett 
földtani képződmények alkatáról, lerakodási, fejlődéstörténeti 
folyamatáról és hasznosítási lehetőségeiről is. 

A könyv tehát jó segítséget jelent a geológiával, nyersanyag- 
kutatással foglalkozóknak, de a föld anyagait hasznosító bánya¬ 
mérnököknek és egyáltalán mindenkinek, aki ezen a Földön él. 

Az egyéni karakterű ábrák, rajzos összefoglalások, táblázatok 
érdemben segítik elő a fenti üzenetek gyorsabb és jobb megértését és 
a XXI. század embere előtt álló feladatok megoldását is. 

A könyv kézikönyv, szakkönyv és továbblépést elősegítő eszköz 
a jelenkor kutatói és általában az emberi gondolkodás számára. 

Mátyás Ernő 


Scheuer Gyula az FTV geológusa, aktív éveiben elsősorban 
Budapest geológiájával foglalkozott, az építkezések geotechnikai és 
hidrogeológiai problémáinak, körülményeinek tisztázása céljából. 
Emellett, már egyetemi éveitől (1951-1955) kezdve nagy figyelmet 
fordított a Dunántúli-középhegység ÉK-i tagjai — Gerecse, Pilis, Budai¬ 
hegység - területén édesvízi mészkövek tér- és időbeli elterjedésének, 
keletkezési körülményeinek tisztázására. Eredményeit nagyszámú - 
többnyire Schweitzer Ferenc geográfussal közösen készített - 
publikációban tette közzé 1964-1988 között. Ezirányú kutatásait már a 
nyolcvanas évek elején kiterjesztette az ország egyéb karsztos 
hegységeire — Bükk, Bakony, Balaton-felvidék, Mecsek — majd a 
Kárpát-medence országhatárainkon kívüli vidékeire is. Kihasználva a 
lehetőségeket az Antarktisz kivételével a Föld mindegyik kontinensén 
személyesen felkereste a jelentősebb édesvízi mészkő, továbbá a 
hévforrások által lerakott kovás-vasas stb. nagy forrásüledék- 
előfordulásokat, ahol a helyszíni megfigyeléseken túl összegyűjtötte a 
vonatkozó földtani irodalmat is. Húsz év adatgyűjtő munkálatainak 
eredményeit számos kisebb publikációban jelentette meg, majd 
kihasználva a nyugdíjas évek időtöbbletét az alábbi három könyvben 
összefoglalva, rendszerezve tette közzé azokat: 


Scheuer Gyula: Karbonátos forrásüledékek vizsgálata. 

A hideg karsztvizek mésztufa lerakódásai. Külföldi előfordulások. 

I. rész. 

A szerző saját kiadása, Budapest, 2001. 

169 p., 56 ábra, 93 színes kép, 11 táblázat, 181 tételes irodalomjegyzék. 

Scheuer Gyula: Forrásüledékek kutatása. 

Mélységvizek lerakódásai. Külföldi előfordulások. 

A szerző saját kiadása, Budapest, 2003. 

142 p., 58 ábra, 115 színes kép, 10 táblázat, 92 tételes irodalomjegyzék. 

Scheuer Gyula: Karbonátos forrásüledékek vizsgálata. 

Ásványvizek forrásmészkő lerakódásai. Külföldi előfordulások. 

II. rész. 

A szerző saját kiadása, Budapest, 2004. 

272 p., 106 ábra, 133 színes kép, 35 táblázat, 182 tételes irodalomjegyzék. 

Az első könyv áttanulmányozásával az olvasó megismerkedhet a 
Föld Antarktiszon kívüli 5 kontinense legjelentősebb hideg vizű 
karsztforrásainak, illetve az ezekből képződött tavak mészkőüledé¬ 
keivel, keletkezésük törvényszerűségeivel, morfológiai jellegzetes¬ 
ségeivel. Észak-Amerikában 2, Közép-Amerikában 10, Dél-Ameriká- 
ban 6, Afrikában 9, Európában 18, Ázsiában 17, Hátsó-Indiában 3 és 
Ausztráüa - összesen 66 ország - előfordulásait rendszeresen térkép- 
vázlatokkal, helyszínrajzokkal, földtani szelvényekkel, kiváló fényké¬ 
pekkel, összefoglaló táblázatokkal dokumentálva mutatta be a szerző. 

Fogikailag a 2004-ben megjelent kötet jelenti a második részt, 
amelyben ugyancsak az 5 kontinens 66 országának hévforrásaiból 
lerakodott jelentősebb mészkőelőfordulásokkal ismerkedhet meg az 
olvasó. 

A harmadik, a „Forrásüledékek kutatása. Mélységvizek lerakó¬ 
dásai” kötetben a szerző a tágabb értelemben vett vulkáni tevékeny¬ 
séghez kapcsolódó, többségében kovalerakódásokkal jellemezhető 
legjelentősebb hévforrásüledékeket mutatja be. A legrészletesebb 
képet, természetesen a szerző által is felkeresett Yellowstone-i, a 
Geiser el Tatio-i (Chile), az izlandi, a kamcsatkai és Új-Zéland-i 
előfordulásokról, az azokat létrehozó gejzírekről kapunk a kötetből. 

Külön érdeme mindhárom kötetnek a földtani genetikai 
folyamatok egymásutánjának, összefüggéseinek ismertetése, to¬ 
vábbá a hévforrásüledékek sokféle (kova, limonit, borátok, kén, kősó 
stb.) anyagi különbségének jellemzése. Tudatosítja a szerző az 
olvasóval, hogy a hévforrás-tevékenység a vulkáni működés azon 
része, amely a vulkán kitörése előtt, vagy utána a felszínre kerül, és 
ott lehűlve rakta, ill. rakja le mindazt, amit a felmelegedett 
fluidumok a lávából és a mellékkőzetekből kioldottak. Itt a felszínen 
azonban a gyors lehűlés miatt nincs mód a hidrotermolitok 
teleszkópos ásványi elkülönülésének és az ásványok makrokristályos 
formagazdagságának kialakulására. Időben előrehaladva a vulkáni 
tevékenység lecsengése során a hévforrások hőmérséklete egyre 
csökken, kiválásaik egyre kalcitgazdagabbak lesznek, s végül már 
csak hideg-langyos vízből származó édesvízi mészkövek rakódnak le. 

Mindazoknak, akiknek módjuk, ill. szükségük van, vagy lesz a 
jövőben a három kötetben ismertetett forrásüledékekkel megismer¬ 
kedniük, mindenképpen érdemes a köteteket áttanulmányozni, hogy 
az azokban felhalmozott, sokoldalú és gazdag ismeretanyag 
birtokában sikeresebben fejleszthessék tovább a forrástevékeny¬ 
séghez kapcsolódó szedimentológiai tudásukat. 

Dr. Jámbor Áron 


Az Acta Geologica Hungarica megújulása 
Central European Geology néven 

2007-ben az Acta Geologica Hungarica folyóirat megújításának 
folyamata fontos állomásához érkezett. Mint azt olvasóink 




Földtani Közlöny 138/1 


115 


tapasztalhatták 2006-ban jelentősen megváltoztattuk a folyóirat 
küllemét. Az újonnan tervezett borítón már alcímként megjelent a 
Central European Geology felirat, amely 2007-től a régi folyóirat új 
címévé vált. A folyamatosság jelzése érdekében, a régi címet alcím¬ 
ként továbbra is feltüntetjük a borítón. A címváltozás természetesen 
bizonyos mértékű tartalmi változást is kifejez, arra utal, hogy 
folyóiratunk egyre inkább a közép-európai térség geológiájával 
foglakozó nemzetközi periodikává vált. 

Az Acta Geologica Hungaricát, a Magyar Tudományos Aka¬ 
démia földtudományi folyóiratát Szádeczky-Kardoss Elemér akadé¬ 
mikus 1952-ben alapította, elsősorban azzal a céllal, hogy a magyar- 
országi geológiai kutatások eredményeit bemutassa a külföldi 
érdeklődőknek. Szádeczky-Kardoss professzor 30 éven át, egészen 
1982-ig volt a folyóirat főszerkesztője. Ezután a főszerkesztői 
feladatokat Fülöp József akadémikus vette át és látta el 1990-ig, 
előkészítve és megindítva a folyóirat első lényeges tartalmi és formai 
megújítását, korszerűsítését. 

Az 1990-es évek elején vezettük be a számítógépes szerkesztést 
és ehhez kapcsolódva a technikai szerkesztést is új alapokra 
helyeztük, új tipográfiai rendszert alakítottunk ki. Henry Lieberman 
amerikai geológus kollégánk közreműködésével megvalósítottuk a 
cikkek egységes nyelvi lektorálását, amely máig óriási segítséget 
jelent számunkra. 

1992-ben létrejött a Szerkesztőbizottság munkáját segítő nem¬ 
zetközi Advisory Board, amelyben a környező országok kiemelkedő 
kutatói, illetve a régió geológiájának művelésében is elismerést 
szerzett tudósok vállaltak tagságot. Ez fontos lépés volt a nemzet¬ 
közi fórummá válás felé. 

Az elmúlt évtizedben a cikkek mintegy 50%-a volt hazai szerzők 
munkája, 10% körül volt a hazai és idegen országbeli szerzők közös 
cikke, a többi cikk külföldi szerzők publikációja, elsősorban a 


környező országokból (Szlovákia, Románia, Szerbia, Horvátország, 
Ausztria). Ezt a változási tendenciát fejezi ki folyóiratunk új címe. 

A Central European Geology elsősorban a Pannon-medence, 
illetve az Alpi-Kárpáti-Dinári régió geológiai kutatásának legújabb 
eredményeit szándékozik bemutatni, azoknak a szakembereknek 
akik e földtanilag igen bonyolult, sajátos jellegekkel rendelkező 
térség földtani viszonyai, jelenségei, alkalmazott földtani problémái 
iránt érdeklődnek. A folyóirat a geológia tudományterületének 
lehető legszélesebb spektrumát fogja át: a regionális földtan, az 
ásványtan, kőzettan, geokémia, a geofizika, a tektonika, a szedimen- 
tológia, az őslénytan mellett az alkalmazott földtan legkülönbözőbb 
területeiről és a geomatematika tárgyköréből is publikál tanulmᬠ
nyokat. Tematikus füzetek is megjelennek, amelyek általában a 
régióban lezajlott konferenciákhoz kapcsolódnak és az azokon 
bemutatott kiemelkedő jelentőségű tudományos előadások szerkesz¬ 
tett változatát adják közre, vagy kiemelkető tudományos személyi¬ 
ségek munkássága köré szerveződnek, egy-egy tudományos iskola 
eredményeinek keresztmetszetét adva. 

Bízunk abban, hogy az Acta Geologica Hungarica folyóirat régi 
olvasóinak tetszését a változtatások elnyerik, a Central European 
Geology néven megjelenő füzetekben megtalálják az érdeklődé¬ 
süknek megfelelő ismereteket. Reméljük, hogy a megújított tartalom 
és forma egyre több szakember érdeklődését felkelti. Várjuk a 
legfontosabb hazai és külföldi kutatások eredményeit közlő 
színvonalas angol nyelvű cikkeket! 

Célunk az, hogy a folyóirat belátható időn belül impakt faktoros 
legyen. Ez jelentős métrékben a hazai szaktársadalom aktív 
közreműködésén múlik. 

Haas János 
főszerkesztő